Геоэлектрика континентальной тектоносферы тема диссертации и автореферата по ВАК РФ 04.00.12, доктор геолого-минералогических наук Поспеев, Александр Валентинович

• Поспеев, Александр Валентинович
• доктор геолого-минералогических наук
• 1998

Оглавление диссертации доктор геолого-минералогических наук Поспеев, Александр Валентинович

СОДЕРЖАНИЕ

Введение

Глава I. Постановка проблемы

1.1 Общий обзор

1.2. Петрофизическое обоснование глубинных электромагнитных зондирований

1.2.1. Удельное электрическое сопротивление веществ при нормальных термодинамических параметрах

1.2.2. Удельное электрическое сопротивление при высоких термодинамических параметрах

1.3. Проблемы построения и анализа глубинных геоэлектрических моделей и пути их решения

Глава 2. Геофизическая характеристика астеносферного слоя

2.1. Общие сведения

2.2. Фактические данные о положении астеносферы в изученных регионах

2.3. Физико-геологическая модель верхней мантии

Глава 3. Геологический феномен литосферного проводящего слоя

3.1. Геоэлектрическая характеристика

3.2. Обоснование флюидно-метаморфический природы ЛПС

3.3. Отражение присутствия глубинных флюидов в сейсмических данных

3.4. Оценка вклада различных источников флюидов в формирование внутренней гидросферы Земли

Глава 4. Геоэлектрическая и геологическая характеристика локализованных геоэлектрических неоднородностей

4.1. Классификация локализованных геоэлектрических неоднородностей

4.2. Непроводящие ЛГН

4.3. Проводящие ЛГН

4.4. Результаты исследований в металлогенических провинциях Восточной Сибири

4.4.1 Железорудная провинция

4.4.2. Восточно-Сибирская кимберлитовая провинция

4.5.3. Саяно-Байкальская металлогеническая провинция

Глава 5. Основные проблемы интерпретации

магнитотеллурических данных

5.1. Характер формирования магнитотеллурического поля в неоднородных средах

5.2. Методика построения совместных кривых электромагнитных

зондирований

5.3. Оценка влияния непроводящих геоэлектрических комплексов

5.3.1. Использование данных ЗСБ

5.3.2. Использование кривой глобального МВЗ

5.4. Особенности интерпретации МТЗ в условиях слабопроводящего приповерхностного разреза

5.5. Новые подходы к интерпретации МТЗ

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

ЛИТЕРАТУРА

Список рисунков в тексте

Рис. 1.1. Сопротивление основных типов горных пород при высоких

температурах, по Э.И.Пархоменко, А.Т.Бондаренко (1976)

Рис. 1.2. Сопротивление базальтов при давлении 28 кбар высоких

температурах по Е.Б.Лебедеву, Н.А.Хитарову, (1980)

Рис. 2.1. РТ-условия верхней мантии при различной величине регионального поверхностного теплового потока

Рис. 2.2. Теоретические кривые МТЗ, для различных по

тектонической активности регионов (по В.И.Поспееву)

Рис. 2.3. Средние кривые МТЗ по профилю Красноярск - Камчатка

(Moroz, Pospeev, 1995)

Рис. 2.4 Глубинный геоэлектрический разрез по профилю

Красноярск - Камчатка

Рис. 2.5. Схема мощности литосферы Сибирской платформы и

сопредельных областей, (с использованием данных В.И.Поспеева).

Рис. 2.6. Зависимость глубины кровли мантийного проводящего слоя от величины регионального поверхностного теплового

потока по А.Адаму (Adam, 1980)

Рис. 2.7. Средняя кривая МТЗ для северо-востока БРЗ и

соответствующая ей теоретическая для модели непроводящей и

проводящей «аномальной» мантии

Рис. 2.8. Термодинамическая и петрофизическая характеристика земной коры и верхней мантии северо-востока БРЗ

(«Геология...», 1984)

Рис. 2.9. Физико-геологическая модель земной коры и верхней мантии по геотраверсу Сибирская платформа - Байкальская

рифтовая зона - Забайкалье

Рис. 3.1. Схема электропроводности земной коры Восточной Сибири.

Рис. 3.2. Глубинный геоэлектрический разрез по профилю Чара-

Ванино (Поспеев, 1987)

Рис. 3.3. Характерные кривые ГМТЗ для района Даурского свода, Агинского массива и Ундино-Газимурского поднятия по

Ю.В.Кузьминых (1992)

Рис. 3.4. Геоэлектрическая модель пересечения тихоокеанского побережья Канады в районе острова Ванкувер по данным первого

этапа проекта LITH0PR0BE (Kurtz et al., 1986)

Рис. 3.5. Широтный геоэлектрический разрез вдоль линии Линкольн

по Д.И.Гоуфу (Gough, 1992) с использованием данных

П.Е.Ваннамейкера и др. (Wannamaker et al., 1989)

Рис. 3.6. Геоэлектрический разрез западной Аризоны по Д.П.Клейну

(Klein, 1991)

Рис. 3.7. Средние физические параметры земной коры Северо-Муйского участка и сопоставление скоростной кривой с

петрофизическими параметрами

Рис. 3.8. Разрез земной коры и верхней мантии по профилю Баунт -

Орон

Рис. 3.9. Взаимоотношение скоростей и сопротивлений нижней части земной коры докембрийских и фанерозойских областей для наблюденных и приведенных к мощности 10 км сопротивлений. По Г.Марку и Р.Д.Хайндману (Marquis, Hyndman,

1992)

Рис. 3.10. Временные разрезы глубинных ОГТ, иллюстрирующие

проявление слоистой нижней коры

Рис. 4.1. Южно-Тяныианьская аномалия электропроводности - по

Ф.Г.Долгополову и др. (1990)

Рис. 4.2. Геоэлектрическая модель Нижнетунгусского

железорудного района

Рис. 4.3. Схема строения Ленского золотоносного района

Рис. 4.4. Геоэлектрические разрезы по профилям в районе

разломной зоны Денали (Stanley et al., 1990)

Рис. 5.1. Пространственная характеристика импедансного фильтра .

Рис. 5.2. Зависимость пространственной характеристики

импедансного фильтра от величины гальванической постоянной.

Параметры глубинных моделей для расчета импеданых фильтров

Рис. 5.3. Зависимость пространственной характеристики импедансного фильтра от глубины расположения

неоднородности

Рис. 5.4. Пример совмещения кривых ДЗ и 43 в случае незначительной мощности солей в карбонатно-галогенном

комплексе

Рис. 5.5. Кривые геометрического зондирования на пункте Озерная (Муяканская впадина, БРЗ), соответствующие ей

геоэлектрический разрез и модельная кривая

Рис. 5.6. Теоретические кривые МТЗ для градиентной и толстослоистой моделей

Рис. 5.7. Пример сопряжения кривых ВЭЗ, ЗСБ, МТЗ в пределах

Бодайбинского синклинория

Рис. 5.8. Кривая глобального МВЗ по И.И.Рокитянскому (1981) с

добавлениями В.И.Поспеева (Поспеев и др., 1983)

Рис. 5.9. Кривая, соответствующая «нормальному»

геоэлектрическому разрезу, по Л.Л.Ваньяну (1981) и модельная кривая, рассчитанная в соответствии со средним тепловым потоком Русской платформы ((^ » 35 мВт/м2) и данными о сопротивлении кристаллических пород при высоких давлениях

и температурах (Пархоменко, Бондаренко, 1970)

Рис. 5.10. Упрощенная модель геоэлектрического разреза и

соответствующие разделенные кривые МТЗ

Рис. 5.11. Пример интерпретации теллурического поля в Чарской

впадине

Рис. 5.12. Пример панели редактирования временных зависимостей модулей и аргументов основного импеданса в программе

У1еиМТ8

Рис. 5.13. Схематическая геологическая карта участка профиля

Чара-Ванино и характеристики тензора импеданса

Рис. 5.14. Кривые ВЭЗ, МТЗ и графики параметров неоднородности

Введение диссертации (часть автореферата) на тему «Геоэлектрика континентальной тектоносферы»

Введение

Исследования методами глубинных электромагнитных зондирований - важная составная часть глубинного геофизического комплекса. Ведущую роль при этом играют магнитотеллурические зондирования, которые как геофизический метод прошли путь от единичных разрозненных наблюдений к площадным исследованиям, решающим самые различные геологические задачи - от поисков месторождений углеводородов и руд до изучения тектоники Земли на глубинах в сотни километров.

Анализ результатов уже первых работ МТЗ показал, что реальная геоэлектрическая характеристика разреза в значительной степени отличается от первоначальных априорных представлений, поскольку сопротивление кристаллических горных пород в земной коре и мантии оказалось в несколько раз ниже, чем это следовало из петрофизических данных. Формирование модели геоэлектрического разреза первоначально встретило определенные трудности, связанные со сложной зависимостью структуры магнитотеллурического поля от вертикального и латерального распределения проводимости пород. Обоснование к началу 80-х годов глубинной геоэлектрической модели континентальной текто-носферы в целом явилось результатом совместного использования всего комплекса электромагнитных и других геофизических исследований.

Основные усилия автора направлены на ее геологическое истолкование. Существенные элементы новизны получены в ходе разработки физико-геологических моделей северо-востока Байкальской рифтовой зоны и геологических структур Дальнего Востока. При этом использовались новейшие геофизические материалы - детальные исследования методом ГСЗ, изостатическое моделирование декомпенсационных аномалий поля силы тяжести, геотермические, аэромагнитные и другие геофизические данные.

Рассмотрение результатов глубинных электромагнитных зондирований в пределах различных континентов привело автора к выводу, что геоэлектрическое строение таких разнородных в тектоническом плане регионов, как Сибирская платформа, Байкальская рифтовая зона, зоны разновозрастной складчатости Дальнего Востока, в том числе кайнозойские Сахалин и Камчатка не является уникальным в глобальном плане. Основные элементы глубинной геоэлектрической модели -электропроводящие слои в мантии, а также в средней - нижней коре,

равно как и локализованные геоэлектрические неоднородности различной глубинности и масштаба, встречены и в других регионах планеты.

В целом, несмотря на колоссальную разницу в возрасте, геотектоническом положении и активности различных изученных регионов, геоэлектрические свойства разреза закономерно соотносятся с другими параметрами их глубинных физико-геологических моделей, прежде всего с общими термодинамическим и флюидным режимом, а также с геологическими последствиями вариаций этих режимов в геологическом прошлом.

Цель и задачи исследований - обоснование глобальной феноменологической геоэлектрической модели континентальной тектоносферы на основе использования глубинных магнитотеллурических данных.

Основные зада чи.

- разработка критериев оценки «нормальной» и «аномальной» электропроводности континентальной тектоносферы;

- обобщение информации по поведению астеносферного проводящего слоя;

- формирование комплексной физико-геологической модели средней - нижней коры, включающей внутрилитосферный проводящий слой;

- оценка геологической природы локализованных геоэлектрических неоднородностей (ЛГН) земной коры и верхней мантии;

- обобщение основных методических приемов интерпретации данных ГМТЗ применительно к условиям дифференцированной слабопрово-дящей верхней части геологического разреза;

Научная новизна работы, личный вклад автора

- на основании сопоставления геоэлектрических и геотермических параметров с использованием широкого круга данных уточнены температурные границы внутрилитосферного и астеносферного проводящих слоев;

- предложена физико-геологическая модель строения верхов верхней мантии Байкальского региона, адекватно удовлетворяющая наблюденной совокупности геолого-геофизических данных.

- проведено сопоставление вклада различных геологических источников в формирование флюидонасыщенного слоя внутри литосферы; выявлено закономерное сочетание геоэлектрических, сейсмогеологи-ческих и реологических параметров земной коры в его пределах;

- обосновано разделене приповерхностных геоэлектрических нео-днородностей по степени опоискованности территории, а также соотношению их пространственного спектра и геоэлектрической «жесткости» промежуточных высокоомных слоев;

- выполнена количественная оценка параметров неоднородности геоэлектрического разреза на основе углубленного анализа матриц комплексного тензора импеданса на участке дальневосточного транссекта.

Практическая зна чимость:

- обоснование глубинной флюидной природы внутрилитосферного проводящего слоя позволяет использовать параметры этого геофизического объекта в качестве индикатора регионального термического и флюидного режима тектоносферы;

- сопоставление геоэлектрических параметров внутрилитосферного проводящего слоя и ЛГН с пространственным распределением регионов эндогенной минерализации показывает, что рудные провинции, районы, поля и крупные узлы, закономерно сочетаются с геоэлектрическими неоднородностями определенного ранга и типа, причем различным образом для разных типов полезных ископаемых. Это позволяет осуществлять региональный металлогенический прогноз с использованием информации о положении и аномальной проводимости ЛГН;

- использование глубинных электромагнитных данных повышает надежность построения комплексных геодинамических физико-геологических моделей.

- разработанная методика интерпретации магнитотеллурических данных в условиях слабопроводящего дифференцированного приповерхностного геоэлектрического разреза успешно применялась при интерпретации данных на северо-западе Байкальского рифта и Дальнем Востоке;

Реализация результатов исследований.

Проведенные автором исследования выполнялись в рамках межведомственных программ 0.50.01 и 0.74.03 и были положены в основу геоэлектрической части комплексной физико-геологической модели земной коры и верхней мантии как для целей прогноза региональной сейсмичности зоны строительства БАМ, так и обоснования соответствующей глубинной модели Южно-Байкальского прогностического полигона при прогнозе землетрясений.

Обобщенные данные по Восточной Сибири и Дальнему Востоку были подготовлены в качестве раздела к макету «Карты электропроводности

земной коры территории СССР», а также вошли заявку на научное открытие «Установление закономерных связей глубинного геоэлектрического разреза и регионального распределения эндогенной минерализации», находящейся на рассмотрении Государственного комитета России по научным открытиям.

Основные защищаемые положения.

1. В активных регионах континентов с повышенным региональным тепловым потоком в пределах верхней мантии присутствует астеносфер-ный проводящий слой, существование которого связано с наличием частично расплавленного мантийного вещества.

2. В пределах Байкальской рифтовой зоны минимальная толщина литосферы составляет около 80 - 100 км. Геологической причиной понижения скорости упругих волн непосредственно под подошвой коры в БРЗ, как и во многих других активных регионах, является наличие более высокотемпературной субфации мантии.

3. В пределах средней - нижней коры, а в некоторых регионах и в верхах мантии в глобальном масштабе отмечается присутствие проводящего слоя. Температурные границы его кровли и подошвы оцениваются соответственно в 350 - 400, и 700 - 800°С; причиной его формирования является присутствие в кристаллических породах литосферы свободных водных флюидов в количестве до первых процентов. Наиболее вероятным их источником является мантийный флюидный поток.

4. Нормальная региональная структура электропроводности континентальной тектоносферы может нарушаться за счет наличия локализованных проводящих и непроводящих геоэлектрических неоднороднос-тей, образование которых в большинстве случаев связано с воздействием на породы земной коры и верхней мантии вертикально и латерально перемещавшихся глубинных флюидов и растворенных в них веществ в периоды тектоно-магматической активизации.

5. В условиях дифференцированного слабопроводящего приповерхностного разреза для получения представления о региональном характере глубинного геоэлектрической модели необходимо выделение квазипродольных по отношению к неоднородностям кривых МТЗ и их дальнейшее статистическое сглаживание. При использовании достаточного количества дополнительной информации в этом случае возможна оценка параметров разреза с погрешностями около 15 - 20%.

Фактический материал

В основу работы положены результаты исследований, проведенных ГГП «Иркутскгеофизика» в 70 - 90-е годы. Автор принимал непосредственное участие как в выполнении полевых работ, в том числе в зоне БАМ, на Сибирской платформе и Камчатке, так и в обработке и интерпретации электромагнитных и других геолого-геофизических данных. Первоначально интерпретационная часть исследований выполнялась в полевых подразделениях; с 1981 г совместно с Б.М.Письменным и А.М.А-лакшиным - в специализированной тематической партии.

С 1986 г. автор руководит опытно-методической партией комплексного анализа геолого-геофизических данных. Им совместно с А.М.Пашеви-ным, С.В.Гаченко и др. были разработаны приемы совместного анализа геоэлектрических, аэромагнитных и сейсмических данных при изучении сложнопостроенных районов Сибирской платформы, в том числе проведен широкий комплекс модельных исследований применительно к условиям геоэлектрического разреза платформы.

Автор диссертации является соисполнителем и ответственным исполнителем 14 производственных и опытно-методических отчетов по электроразведочным и комплексным геофизическим работам, в которых приведен большой фактический материал.

Обобщение данных глубинных магнитотеллурических исследований в Восточной Сибири и, частично, на Дальнем Востоке вызвало необходимость использования материалов, полученных другими исследователями (В.И.Поспеев и др., 1976 - 95 гг.; Н.Ф.Зыкова, Г.М.Морозова и др., 1980 -86 гг.). Кроме того, автором проанализирован большой объем публикаций по магнитотеллурическим и глубинным геофизическим исследованиям, проведенным в последние годы в различных странах.

Диссертация состоит из введения, 5 глав и заключения. Объем работы составляет 149 стр. машинописного текста, включая 39 рисунков.

Апробация работы.

Материалы исследований по теме диссертационной работы неоднократно докладывались на региональных, всесоюзных и международных конференциях и симпозиумах: всесоюзном совещании «Электропроводность астеносферы», Киев, 1983; научной конференции геологического факультета Иркутского госуниверситета, Иркутск, 1983; координационном совете по сейсмическому районированию, Кишинев, 1984; всесоюзном совещании «Коровые аномалии электропроводности» Киев, 1985; международ-

ном симпозиуме «Геодинамика литосферы», Иркутск, 1986; совещании «Региональные геофизические исследования на Дальнем Востоке», Хабаровск, 1987; VIII Всесоюзной школе-семинаре по электромагнитным зондированиям, Киев, 1987; совещании по формированию макета «Карты электропроводности земной коры СССР», Суздаль, 1987; всесоюзном совещании по сейсмическому районированию и прогнозу землетрясений, Фрунзе, 1987; международном геофизическом конгрессе, Прага, 1988; научном совещании «Комплексные геофизические исследования земной коры и верхней мантии территории СССР», Иркутск, 1989; 4 всесоюзном съезде по геомагнетизму «Магнитные и электрические поля твердой Земли» Суздаль, 1990; совещании по электромагнитным зондированиям, Алма-Ата, 1992; российско-норвежском семинаре по нефтяной геофизике, Иркутск, 1993; координационном совете Министерства геологии по региональным исследованиям, Москва, 1995.

Приведенные в диссертационной работе глубинные геофизические данные широко использовались автором при чтении курса «Геологическая интерпретация геофизических данных» в Иркутском государственном университете в 1981-1989 гг.

По теме работы опубликован 31 печатный труд, в том числе 4 монографии.

Диссертация отражает результаты исследований, выполненных автором в ГГП «Иркутскгеофизика» в 1976 - 1994 гг. и в период обучения в докторантуре Иркутского государственного технического университета в 1995 - 1997 гг. под руководством академика РАЕН Г.С.Вахромеева. Без его помощи и поддержки реализация работы была бы невозможна. Автор хотел бы отметить деятельное участие академика РАЕН М.М.Мандельбаума, благожелательное отношение которого помогало автору с первых дней работы на геофизическом поприще. Диссертант высказывает им чувство глубочайшей признательности и благодарности.

Огромное влияние на становление диссертанта, как специалиста, оказал безвременно ушедший из жизни В.И.Поспеев, с именем которого справедливо связывается инициирование глубинных электромагнитных исследований в Восточной Сибири, их всемерное развитие как в традици-

«-»V «_» V

оннои нефтяной геофизике, так и в новом региональном металлогеничес-ком направлении.

Автор благодарен своим коллегам и товарищам - Л.И.Аршинской, А.М.А-

лакшину, Н.В.Багаевой, В.В.Воропанову, Н.В.Костроминой, Л.С.Лукашовой, А.М.Пашевину, Б.М.Письменному, А.Л.Яговкину, чья помощь в работе и совместных исследованиях оказала на завершение диссертации самое позитивное влияние.

Глава I Постановка проблемы

1.1 Общий обзор.

Интерес к изучению глубинного строения Земли был крайне велик еще в самом начале научной эры. Не смотря на то, что доступные для добычи полезных ископаемых глубины не превышают и тысячной доли от радиуса планеты, большинство геологов осознавало, что ответственность за протекание глобальных геологических процессов лежит на глубинах в десятки и сотни километров.

Уже первые оценки массы, размеров и момента инерции Земли позволили сделать вывод о том, что Земля разделяется на плотное ядро и менее плотную мантию. После обоснования теории распространения упругих колебаний и создания технической базы их регистрации в конце XIX - начале XX века сейсмология на долгие годы стала основным методом, дающим информацию о глубинном строении Земли. Именно по сейсмологическим данным были выделены глобальные геофизические объекты - земная кора, верхняя и нижняя мантия, внешнее и внутреннее ядро, а также сейсмические границы внутри них, имеющие более высокие порядки.

Однако, по мере повышения количества полученной информации и усложнения соответствующих глубинных сейсмических моделей стало ясно, что тонкие детали скоростного строения определяются по сейсмологическим данным со значительными погрешностями. Не смотря на колоссальное увеличение количества сейсмических станций и уточнение стандартного годографа первых вступлений на протяжении десятилетий существовали альтернативные, а по сути, противоположные скоростные модели тектоносферы (модели Джеффриса и Гутенберга). Их разделение в рамках одного метода (использование только отраженных волн) оказалось практически невозможным.

Развитие теории информации показало, что обратные задачи геофизики в отличие от прямых являются некорректными; наблюденной совокупности фактических данных может соответствовать определенное множество моделей.

Уменьшение неоднозначности интерпретации может быть осуществлено для каждого отдельно взятого метода лишь до определенного предела. Выходом из создавшейся ситуации является совместное использование различных модификаций метода, а также методов, основанных на иных физи-

ческих принципах. Так, для подтверждения надежности предложенной скоростной модели Гутенбергом были привлечены данные интерпретации поверхностных волн, геотермические и петрологические данные.

Именно широкомасштабные петрологические и петрофизические исследования, проводимые в Австралии Грином и Рингвудом, в Великобритании Йодером и Тилли, в СССР - группами Соболева и Добрецова позволили получить фундаментальное обоснование геологических характеристик вещества мантии и соответственно получить теоретическое представление о его физических характеристиках. Мощный импульс развитию глубинных исследований был дан развитием идей Вегенера о дрейфе континентов, что привело к обоснованию и развитию так называемой новой глобальной тектоники.

В настоящее время глубинные геофизические исследования получили широкое развитие и выполняются сейчас на всех континентах Земли. Интерес к этим работам связан с тем, что особенности глубинного строения и физического состояния земной коры и верхней мантии обнаруживают тесную связь с тектоникой, магматизмом, процессами рудогенеза; их изучение дает возможность воссоздания элементов истории развития геологического прошлого планеты.

Глубинные электромагнитные зондирования, несущие информацию о распределении электропроводности земной коры и верхней мантии до глубин в первые сотни километров - важнейший элемент глубинных геофизических исследований.

Следует отметить, что электромагнитные зондирования отличаются заметно меньшей разрешающей способностью по сравнению с сейсмическими. Это связано с диффузионным принципом распространения электромагнитных волн в Земле, в отличие от лучевого, присущего упругим колебаниям. Тем не менее, это обстоятельство в значительной степени компенсируется гораздо более контрастным распределением сопротивления горных пород по сравнению со скоростями, что обеспечивает геологическую эффективность электромагнитных методов. Так, если скорости продольных сейсмических волн для всего многообразия горных пород, слагающих земную кору и верхи мантии, варьируют в пределах одного порядка, их сопротивление изменяется в значительно больших пределах - от сотых долей Ом-м до десятков и сотен тысяч Ом-м.

Возможности электромагнитных методов исследований в начальный период развития геофизики были весьма невелики. Первые же эксперименты с геометрическими зондированиями показали, что для изучения глубин в

несколько километров требуются десятикратно большие разносы, что влечет за собой значительные технологические сложности. Не смотря на определенные попытки в этом направлении, до середины XX века глубинных геоэлектрических моделей практически не существовало.

Лишь обоснование теории и практическое развитие различных типов индукционных зондирований позволило получить инструменты решения глубинных задач. Особо в числе этих методов стоят магнитотеллурические методы. Их отличает использование естественных источников электромагнитного поля в очень широком спектре частот - от десятитысячных и менее долей герца до десятков и более герц. Амплитуда компонент естественного переменного электромагнитного поля Земли в целом ряде случаев достаточна для их надежной регистрации с помощью относительно несложных приборов. В результате интерпретации кривых МТЗ возможно получение информации о распределении электропроводности земной коры и верхней мантии до глубин в первые сотни километров.

После обоснования в 1950 г. Л.И.Тихоновым и Л.Каньяром теории магнито-теллурических зондирований прошло немногим более десятка лет до того момента, когда в экспериментальном порядке были проведены первые полевые исследования этим методом. Одним из первых регионов Земли, где в 1956 г. было выполнено пионерное магнитотеллурическое зондирование, стала Восточная Сибирь (район с. Шелаево Тайшетского района Иркутской области).

Первоначальной целью этих работ являлось изучение осадочного чехла Сибирской платформы для выяснения перспектив его нефтегазоносности. Зондирования выполнялись для создания опорной сети при теллурической съемке и регионального изучения геоэлектрического разреза осадочного чехла платформы.

Однако, в ходе проведения этих работ, в строении земной коры и верхней мантии были обнаружены регионально распространенные геоэлектрические особенности, которые ранее были неизвестны геологической науке (Поспе-ев, 1966; Письменный и др., 1984).

В результате совершенствования методики обработки и интерпретации МТЗ, повышения изученности региона удалось сделать магнитотеллурические методы одними из ведущих при изучения глубинного строения литосферы (Ваньян, 1981).

С 1956 по 1990 гг. предприятием "Иркутскгеофизика", ВСНИИГГИМСом и другими организациями Восточной Сибири комплексом методов TT и магни-тотеллурических зондирований в масштабах 1:200000 и 1:500000 заснята территория площадью свыше миллиона квадратных километров (Поспеев В.И., Шпак И.П, Серов О.Л., Зыкова Н.Ф., Поспеев A.B. и др.).

Во о

результате этих исследовании выполнено тектоническое районирование южной части Сибирской платформы; была показана возможность и высокая эффективность глубинных магнитотеллурических зондирований для изучения глубинного геоэлектрического разреза земной коры и верхней части мантии; разработана принципиальная физико-геологическая модель глубинного геоэлектрического разреза юга Восточной Сибири; намечены общие закономерности, связывающие особенности глубинного строения и физического состояния земной коры и верхней мантии с тектоникой, магматизмом и закономерностями размещения полезных ископаемых.

По мере развития глубинных магнитотеллурических исследований совершенствовалась методика полевых работ, обработки и интерпретации МТЗ, произошел полный переход при измерении магнитотеллурического процесса с аналоговых станций на цифровые. В результате выполненного теоретического обоснования определена информативность МТ-поля в условиях его квазилинейной поляризации в зависимости от ориентации системы координат измерительной установки относительно главных направлений изменения параметров геоэлектрического разреза. Разработаны методические приемы, позволяющие в полевых условиях определить правильное положение датчиков поля.

Значительное влияние на повышение качества и надежности ГМТЗ оказало внедрение и совершенствование машинной обработки и интерпретации магнитотеллурической информации.

Важнейшей особенностью применения ГМТЗ в Восточной Сибири является комплексность исследований, как внутриметодная (площадные съемки TT, ЗСБ, ЧЗ-ВП, а также зондирования ВЭЗ, ЗСБ, отрабатываемые непосредственно на точках наблюдений), так и межметодная (глубинные сейсмические зондирования, гравиметрические, аэромагнитные, геотермические и другие исследования).

Среди крупных объектов, изученных на Востоке России - Восточно-Сибирский нефтегазоносный бассейн (Поспеев В.И., Ткачев Г.Н., Шпак И.П., Давыдов К.С., Горностаев В.П., Серов 0.JL, Пашевин A.M. и др.): Ленская золоторудная провинция (Поспеев В.И., Караваев Ю.А., Фадеев В.И.); Якутская алмазоносная провинция (Поспеев В.И., Поспеева Е.В., Полторацкая О.П. и др.); зона БАМ (Шпак И.П., Зыкова Н.Ф., Поспеев A.B.); южная часть Байкальской рифто-вой зоны и Забайкалье (Попов A.M., Кузьминых Ю.В.); зоны разновозрастно складчатости Дальнего Востока (Талтыкин Ю.П., Каплун В.Б., Григорица Т.В.);

остров Сахалин (Ваньян Л.Л., Никифоров В.М., Альперович И.М. и др.); полуостров Камчатка (Мороз Ю.Ф. и др.). В последнее время начаты работы по региональным профилям на северо-востоке Сибири (Серов О.Л., Поспеева Е.В.).

В целом, Восточная Сибирь и Дальний Восток являются одними регионов, наиболее изученных магнитотеллурическими и электромагнитными методами .

1.2. Петрофизическое обоснование глубинных электромагнитных зондирований.

1.2.1. Удельное электрическое сопротивление веществ при нормальных термодинамических параметрах.

Удельное электрическое сопротивление веществ меняется в весьма широких пределах - от 10"8 до 106 и более Омм. При этом у целом, в отношении электропроводиности они делятся на три класса - электронные, ионные и полупроводники.

Первая группа веществ представлена металлами, у которых атомная структура характеризуется наличием свободных электронов, образующих в массе металла электронные облака. К этой же группе относится и углерод в фазе графита. Удельное электрическое сопротивление таких веществ меняется от п-10"8 ОмЧм до п-10"6 Ом-м. К электронным проводникам в геологическом плане относятся самородные металлы- серебро, медь, золото, железо, а также графит. Из них реальное понижающее влияние на проводимость массивных геологических тел практически оказывает лишь самородное железо и графит.

Вторая группа веществ представлена окислами, сульфидами, теллурида-ми, селенидами металлов и некоторыми другими веществами. Механизм электропроводности в этих веществах может быть двояким - как электронным, так ионным. Значительная часть проводимости данной группы проводников может быть обусловлена дырочным механизмом, который может быть обусловлен как собственно электронной структурой полупроводников, так и проводимостью примесей иной валентности. Минералы - полупроводники значительно более распространены в природе. Особенно широким распространением пользуются сульфиды металлов - пирит, пирротин, халькопирит, наличие которых может обеспечивать аномалии проводимости до десятков -сотен и более тысяч сименс.

Наконец, третья группа проводников отличается ионным типом проводимости. Для его реализации необходимо свободное движение ионов, для чего

в твердых веществах должно быть приложено достаточно большое электрическое поле. Значительная величина энергии ионизации приводит к очень большой величине удельного электрического сопротивления твердых ионных проводников - до 1014 Ом-м. К минералам этой группы проводимости относятся большинство породообразующих минералов - силикаты, алюмосиликаты, окислы и др.

Помимо твердых веществ, в природе значительным распространением пользуются жидкости, основной из которых является вода и водные растворы. В химически чистом виде вода представляет собой полупроводник с сопротивлением при комнатной температуре около 108 Ом-м. Однако, в силу высокой растворимости широко распространенных в природе солей щелочных и щелочноземельных металлов, трещинно-поровое пространство горных пород в подавляющем большинстве случаев заполнено водными растворами с минерализацией от сотых долей до сотен граммов на литр.

Вне интервала насыщения сопротивление водных растворов обеспечивается диссоциацией молекул растворенных солей, что приводит к прямо пропорциональной зависимости их проводимости от минерализации. Для растворов хлорида натрия приближенная связь сопротивления и минерализации может быть выражена в виде

р = 6 / М,

где М - минерализация в г/л. Замена ионов натрия на ионы калия, кальция, магния несколько уменьшает сопротивление, хлора на ионы угольной и серной кислот- увеличивает.

Вследствие того, что водные растворы занимают определенную пространственную долю в горных породах, а сопротивление кристаллической матрицы столь велико, что ее проводимостью можно пренебречь, именно водона-сыщенность играет подавляющую роль в формировании уровня сопротивления горных пород. Поскольку трещинно-поровое пространство различных пород отличается по характеру извилистости, существует довольно значительная зависимость между сопротивлением пород и структурой порового пространства. Для количественной оценки подобной связи как правило используется формула Арчи:

Рк = ру-Р

Н20'

где гк, гЙ20 - соответственно сопротивление горной породы и водных растворов, Ру - параметр пористости (индекс V указывает на объемных харак-

1.од(рк, П-т)

Мантийные эклоги™ Амфиболитовое габбро

--Гранита, гранодиориты

Улырабазиты Сибирской платс^рмы

- Коровые эклогинл

200

400

600

800

1000

ТиС

Рис. 1.1. Сопротивление основных типов горных пород при высоких температурах. по Э.Й.Пархоменко, А.Т.Бондаренко (1976).

тер учитываемой проводимости). Параметр объемной пористости является функцией коэффициента пористости:

Ру = £ од = а-кпь

Коэффициенты Арчи, в свою очередь, статистически взаимосвязаны между собой таким образом, что формула 1.3 может быть представлена в виде:

Ру - 45-кпь

При незначительной пористости пород формула Арчи может давать завышенные значения сопротивления, что связано с существованием еще одного механизма проводимости - поверхностного. Последний обусловлен наличием двойных электрических слоев, ассимилирующих проводящие ионы, что обеспечивает умеренные величины сопротивления вещества даже при величине пористости менее 0.1%. Количественная оценка величины поверхностной проводимости может быть произведена путем лабораторных измерений сопротивления образцов пород при различающейся минерализации насыщающих растворов.

1.2.2. Удельное электрическое сопротивление при высоких термодинамических параметрах.

Увеличение давления и температуры до значений, характерных для коры и мантии, вызывает существенное изменение сопротивления горных пород. Эти изменения не только связаны с изменениями сопротивления кристаллической матрицы, но и с изменениями пористости, обусловленными ростом давления и температуры. В отсутствие физико-химических процессов, приводящих к поступлению дополнительного количества проводящих флюидов, рост давления производит к естественному уменьшению общей пористости пород. Поскольку в закрытых системах давление в жидкости равно литоста-тическому, за счет разности литостатического и гидростатического давлений существует выталкивающая сила, отжимающая флюиды в верхние этажи разреза.

Как известно (Кларк, 1970; Дахнов, 1956) большинство породообразующих минералов, и, соответственно, слагаемых ими горных пород, являются практически диэлектриками. Конечная величина их удельного сопротивления связана с существованием двух механизмов проводимости - примесного и ионного. С ростом температуры и давления сопротивление кристаллических горных пород изменяется в довольно значительной степени.

Экспериментальные исследования сопротивления ультраосновных и основных горных пород при высоких давлениях и температурах показали, что в интервале температур 100 - 800°С преобладает примесный механизм проводимости, в результате чего сопротивление уменьшается на порядок при росте температуры примерно на каждые 150°С, испытывая незначительную зависимость от давления. При дальнейшем росте температуры основное влияние на сопротивление оказывает ионная проводимость, которая зависит от температуры несколько меньше, в то же время существенно уменьшаясь с ростом давления.

Lgp, Qm

103 -щ 102

101 10° 10"1 -=

800 1000 1200 1400 1600 T°C

Рис. 1.2. Сопротивление базальтов при давлении 28 кбар и высоких температурах по Е.Б.Лебедеву, Н.А.Хитарову, (1980).

Средние сопротивления различных горных пород, полученные в результате статистической обработки данных А.Т.Пархоменко и Э.И.Бондаренко (Пархоменко, Бондаренко, 1976), приведены на рис. 1.1. Несколько повышенными сопротивлениями при этом отличаются кислые породы и мантийные эклоги-ты, меньшими - породы с преобладанием в составе минералов окислов железа.

Сопротивление водных растворов может быть оценено в соответствии с экспериментами Р.Куиста и М.Маршалла (Quist, Marshall, 1970); для 0.1-нор-мального раствора при давлении более 3 кбар оно практически на зависит от температуры и составляет 0.1 Ом-м.

При достижении температуры солидуса пород в ней формируются первые порции расплава, в который переходят наиболее легкоплавкие минералы.

Для обоснования геоэлектрической модели астеносферного слоя весьма важное значение имеет характер распределения расплава. В первых работах, посвященных этой тематике, наиболее часто привлекались модели, которые использовались, например, А.Адамом (1980), С.В.Крыловым и др. В этом

Базальт:

случае проводимость вещества а* в зависимости от степени плавления f может быть получена с использованием проводимости расплава ср и проводимости матрицы ом как:

о* = ар + (стм - OpXl - (2/3)f) / (1 + f/3(стм / ар - 1))

Более детальное рассмотрение механизма плавления позволяет несколько усложнить модель.

Как показывают минералогические исследования, расплав может локализоваться в трех основных формах - в камерах в углах зерен, в тубах по ребрам кристаллов, в пленках по границам зерен. Соответственно, зависимость падения сопротивления от количества расплава будет в значитель-

и и

нои степени зависеть от того, какой механизм частичного плавления преобладает. В первом случае модель породы будет близка к модели изометрич-

и «_J о ^

ных включении, для которой величина вклада проводящих примесеи в общую проводимость породы будет минимальна. Для второй и третьей форм локализации расплава он будет образовывать связные проводящие структуры, что приведет к существенному влиянию сопротивления расплава на сопротивление породы.

Графики г = f(T) (рис. 1.2) отчетливо показывают, что в интервале температур от температуры солидуса (Тс) до Тс+50°С градиент изменения сопротивления с ростом температуры практически не изменяется. Второй и третий режимы проводимости начинают играть роль при температурах, превышающих Тс на 50 - 100°С, при которых образуется примерно 1 - 3% расплава. Сопротивление базальтов при температуре ликвидуса (полностью расплавленного вещества) составляет 0.05 - 0.1 Ом-м (Лебедев, Хитаров, 1980). Для чистого расплавленного оливина магнезиального состава, по данным Дуба (Duba, 1970), г » 1 0м-м. Однако, эта величина представляется завышенной примерно на порядок по сравнению с реальным сопротивлением расплавленного мантийного вещества. Так, следует учитывать наличие в составе оливина примерно 40% фаялита, около 25% более проводящих базальтовых компонент и присутствие первых десятых процентов воды, которая обязательно войдет во вновь образующиеся порции расплава.

Выводы о преобладании связанного механизма проводящих включений при степени плавления более 1 - 3% подтверждаются также геохимическими исследованиями, согласно которым диффундирование изотопа 151Sm происходит лишь в связанной флюидной системе, которая достигается при первых процентах частичного плавления вещества.

При оценке сопротивления частично расплавленной породы удобно пользоваться моделью Арчи, о которой упоминалось выше в главе 1. В силу рассмотренных выше факторов зависимость Pv = f(kn) в данном случае будет иметь степенной коэффициент 1.5 - 1.7.

Анализ электромагнитных данных в вулканической зоне Исландии дало основание Шмеллингу (Shmelling, 1980), используя описанные выше модели расплава, оценить максимальное количество расплава в мантии в 5%. В средней части астеносферы по этим данным доля расплава может достигать 10 -15%.

Формирование подошвы астеносферы связано с обратной кривизной линии солидуса относительно кривизны геотерм. В соответствии с имеющимися петрологическими данными в зависимости от величины регионального теплового потока подошва астеносферы может располагаться на глубинах 300 - 450 км (Добрецов, 1970). Максимальное количество расплава в астенос-ферном слое зависит от разницы температур вещества и солидуса, которая будет наибольшей в зонах с минимальной глубиной кровли. Рассмотрение соотношения континентальных геотерм с термодинамикой солидуса показывает, что при тепловых потоках менее 45 мВт/м2 условий для частичного плавления не возникает совсем.

Рассмотрение проблемы количества жидкого вещества в мантии выполнялось и по данным других геофизических методов (Хитаров и др., 1985; Andersom, Sammis, Jordan, 1971 и др.). В этом случае для средней в слое величины плавления также получены оценки порядка 2 - 4% (Хитаров и др., 1985), 3 - 5% (Murase, Kushiro, Fujii. 1981).

Помимо водных растворов при высоких термодинамических параметрах ионную проводимость с низкой величиной удельного сопротивления могут обеспечивать расплавы горных пород. Количественные оценки их проводимости проведены в известных работах Е.И.Лебедева и А.Т.Хитарова (Лебедев, Хитаров, 1976), а также Ф. Дубы (Duba et. al., 1970) и других исследователей (рис. 1.2.).

При этом показано, что для сухих образцов базальтов величина удельного сопротивления полного расплава состоавляет для магнезиального оливина около 10 0м-м, для базальтов - менее 1 0м-м. Наличие даже десятых долей водного флюида значительно (примерно на порядок) уменьшает величину удельного электрического сопротивления за счет появления более подвижных ионов. Таким образом, в качестве оценки наиболее вероятной

величины сопротивления расплава в реальных мантийных условиях можно принять величину 0.1 Ом-м.

1.3. Проблемы построения и анализа глубинных геоэлектрических моделей и пути их решения.

Несмотря на очевидные преимущества магнитотеллурических зондирований, им присущи и свойства, недоучет которых может приводить к получению недостоверных результатов. Это связано в первую очередь с тем, что в подавляющем большинстве случаев геоэлектрическое строение разреза далеко отличается от одномерного. В этом случае применение приемов интерпретации, неадекватно учитывающих результаты влияния подобных неодно-родностей, недопустимо. Автор сознательно не пользуется термином «искажения кривых», поскольку качественным образом зарегистрированные и обработанные кривые МТЗ отражают реально существующие геоэлектрические объекты геологического разреза. И тот факт, что геоэлектрические свойства разреза отличаются от одномерной модели, не может являться основанием для суждения об «искаженности» соответствующих ему кривых. Искаженным в данном случае может считаться лишь результат применения аппарата анализа, не соответствующего реальной сложности ситуации.

К сожалению, история применения магнитотеллурических зондирований имеет достаточно много примеров, когда геологические модели, являющиеся результатом интерпретации МТЗ, не подтверждались дальнейшими исследованиями. В принципе, подобная ситуация является вполне нормальной, поскольку на начальном этапе исследований количество вовлекаемой в анализ информации еще невелико для получения максимальной надежности моделей. Ее оценка, в свою очередь, является самостоятельной проблемой. Принято считать, что критерием реальности полученных глубинных построений является слабое расхождение между наблюденными и теоретическими кривыми, полученными путем решения прямой задачи зондирования.

Естественно, что в период 60-х и начала 70-х годов доступность, например, двумерного моделирования, которое могло выполняться лишь на больших ЭВМ, была относительно невысока, особенно для региональных организаций. Значительные сложности при интерпретации влекут контрастные нерегулярные геоэлектрические неоднородностей верхней части разреза, методика учета и компенсации которых недостаточно разработана и в настоящее время.

Так, на протяжение ряда лет в производственных отчетах ГГП «Иркутск-геофизика» по результатам работ в северо-восточной части Байкальской рифтовой зоны развивалась модель глубинного геоэлектрического разреза, содержащая три проводящих слоя, один из которых по диапазону глубин совпадал с так называемым слоем «аномальной» мантии. Фактически он выделялся на слабодостоверных перегибах в основном максимальных кривых МТЗ. В целом ряде случаев при этом данный вариант интерпретации не соответствовал даже одномерной прямой задаче.

Аналогичным образом вызывали вопросы и глубинные разрезы в целом, поскольку проводящие слои в земной коре и мантии проявлялись на них весьма хаотично, а дифференциация сопротивлений в целом не соответствовала разрешающей способности магнитотеллурического метода.

Вышесказанное лишь подчеркивает важность интерпретационного аспекта магнитотеллурических исследований. Следует отметить, что этот вывод совпадает с позицией специалистов, внесших наибольший вклад в развитие магнитотеллурических методов - И.Н.Бердичевского, Л.Л.Ваньяна, В.И.Дмитриева и др. (ВегсН'ЪсЬеузку et а1., 1989).

Именно в силу указанных причин геологические разделы работы сопровождаются обоснованием методических приемов интерпретации (глава 5), от полноты применения которых, в конечном счете, зависит надежность последующих геологических построений.

Однако, на взгляд автора, несмотря на очевидные успехи в области совершенствования методики интерпретации магнитотеллурических данных, так же, как и для других методов геофизики, существует предел надежности геоэлектрической модели, соответствующей наблюденным данным. Практическим выходом из этой проблемы, так же как и для других методов геофизики является их комплексирование. На взгляд диссертанта главным критерием реальности модели в рамках метода является непротиворечивость физико-геологической модели в целом.

Геологические главы работы приведены в порядке убывания глубинности. Во 2-й главе приведена характеристика астеносферного проводящего слоя, в 3-й - внутрилитосферного проводника, в 4-й - геоэлектрических неодно-родностей, различным образом локализованных в разрезе и в плане.

Автор хотел бы особо отметить, что он не ставил перед собой задачу глобального обобщения всех глубинных магнитотеллурических материалов, поскольку она слишком сложна как в силу огромного объема данных, на-

копленных к настоящему времени, так и в силу значительной их разнородности, в том числе и по степени методической проработки.

Однако, схожесть глубинных геоэлектрических характеристик различных регионов планеты, близких по геотектоническому облику, дала автору возможность увеличить количество данных для обоснования защищаемых геологических выводов.

Заключение диссертации по теме «Геофизические методы поисков и разведки месторождений полезных ископаемых», Поспеев, Александр Валентинович

Выводы о широком участии флюидов в формировании сейсмогеологических характеристик земной коре сделаны Вензелем и Сандмайером (Wenzel, Sandmeier, 1992). Анализ данных глубинных 0ГТ, полученных на восточном борту Рейнского грабена, позволил авторам выделить следующие особенности скоростного строения земной коры. В первую очередь - это зона понижения скорости, наиболее ярко выраженная в продольных волнах. Верхняя граница зоны определяется на глубинах 8 -12 км, а относительное понижение скорости составляет около 0.4 км/с. Ниже, с глубин около 14 км фиксируется зона резкой скоростной дифференциации. Непосредственно на разрезе ОГТ она выражена в виде интервала с существенным изменением характера сейсмической записи - наличием многочисленных сильных отражений с короткими осями синфазности в интервале времен 5 - 7 с.

Авторы считают, что основной причиной формирования «ламинарной» структуры средней - нижней коры активных регионов является ее флюидиза-ция. Важным физическим следствием этого является изменение не только удельного электрического сопротивления среды и ее сейсмогеологических характеристик, но и реологических свойств. На рис 3.9 приведены рассчитанные в работе Мейснера и Вевера (Meissner, Wever, 1982) характеристики вязкости коры в зависимости от регионального поверхностного теплового потока. Как видно из него, кора может быть с реологической точки зрения разделена на верхнюю хрупкую и подстилающую ее нижнюю пластичную зоны.

Поскольку сопротивляемость последней по отношению к односторонним напряжениям значительно снижена, не исключена вероятность проскальзывания хрупких верхних коровых пластин по вязкому субстрату, под-стилающиму их.

Близкая точка зрения изложена в работе С.Н.Иванова (1994), которым рассматривается вероятная природа сейсмических границ в земной коре континентов. Им отмечено, что широко распространенный литологический подход в объяснении геологической природы глубинных сейсмических границ не позволяет получить непротиворечивые модели верхней части литосферы.

Автор отмечает, что в результате наличия в коре двух зон - зоны флюидо-генерации и флюидонасыщения, а также зоны гидратации горных пород, расположенной выше, раздел между которыми приблизительно совпадает с геоизотермой 350°С, могут быть образованы часто встречаемые в земной коре границы К1 и К2. Важнейшей особенностью строения коры, по мнению С.Н.Иванова, является значительное различие ее реологических свойств по вертикали. В силу равенства порового давления флюида литостатическому породы в средней-нижней коре отличаются меньшей по сравнению с верхней прочностью. Вследствие этого при наличии односторонних напряжений по границе раздела слоев возможно перемещение коровых пластин. В этом случае граница перемещения, по С.Н.Иванову - «отделитель» - является не только фазовой или вещественной, но и физической границей.

Поскольку геологам давно известны свидетельства значительных перемещений коровых пластин по горизонтали, реальность подобной модели представляется весьма вероятной.

34. Оценка вклада различных источников флюидов в формирование внутренней гидросферы Земли.

К одному из основных факторов, формирующих физико-геологическую модель земной коры, С.Н.Ивановым отнесены водные флюиды. Им рассмотрены взаимоотношения между ними и кристаллической матрицей. Последние поступают в кору тремя путями:

- с дневной поверхности в виде метеорных вод;

- в результате дегидратации во дос о держащих минералов при погружении пород в геотермические условия зеленосланцевой и амфиболитовой фаций метаморфизма;

- за счет поступления мантийных флюидов.

Что касается метеорных вод, то Кольской сверхглубокой скважиной установлена зона свободной циркуляции поверхностных вод до глубин около 1 км (Козловский, 1988). Близкие оценки мощности зон экзогенной проработки кристаллических горных пород в горном обрамлении рифтовых впадин получены автором, А.М.Алакшиным и Б.М.Письменным (Письменный и др., 1984).

Судя по значениям электрического сопротивления пород и гравитационному эффекту зон экзогенной проработки, суммарная пористость в их пределах может достигать 5 - 7% (там же).

Тем не менее, анализ глубинных флюидных включений в породах средней - нижней коры и мантии показывает, что их изотопный состав в целом значительно отличается от состава метеогенных вод (Файф, Прайс, 1978). Это не позволяет считать последние источником флюида в пределах средней - нижней коры.

Дегидратация во дос о держащих минералов является одним из первых механизмов, который привлекался для объяснения аномалий электропроводности в земной коре, что следовало из интерпретации данных измерений электропроводности горных пород при высоких давлениях и температурах Э.И.Пархоменко и А.Т.Бондаренко (1976).

Совершенно естественно, что необходимым условием протекания процессов дегидратации является погружение и прогрев горных пород выше температур 300 - 400°С.

Геодинамически возможны два варианта протекания таких процессов -вследствие разогрева земной коры в период ее тектоно-магматической активизации (Добрецов, 1982) и пододвигания океанической коры под континентальную в зонах субдукции.

Для большей части территории континентов первый механизм, по всей видимости, можно рассматривать в качестве основного. Если не учитывать инерционность геотермических процессов и оценить среднее содержание связанной воды в породах коры в 3 - 5%, то дегидратация может обеспечить максимум 30 - 50% от объема свободной воды в активных зонах. Поскольку участки значительного прогибания земной коры занимают относительно небольшие площади, рассматриваемый механизм может обеспечить лишь незначительную (в пределах десятой доли от общего объема) часть внутренней гидросферы Земли.

Аналогичный объем свободного водного флюида может высвобождаться и в процессах субдукции, поскольку океаническая кора по толщине не превышает 7 - 10 км.

Фактический вклад процессов дегидратации, по всей видимости, еще ниже, так как значительная часть территории регионов, характеризующихся развитым литосферным проводящим слоем, устойчиво воздымается на протяжении длительного периода геологического времени. Так, район Байкальской рифтовой зоны, значительная часть Сибирской платформы вне зоны развития мезозойских отложений, большая часть территории Забайкалья характеризовалась восходящим или стабильным режимом развития в период после верхнего палеозоя. Величина эрозионного среза, в частности, в северном Прибайкалье, составляет 10 - 15 км. Следовательно, на протяжении всего этого периода времени в верхней коре региона протекали процессы прямо противоположной природы - гидратационные за счет продвижения температурного фронта вглубь.

Более того, рассматривая проблему наличия свободной воды в тектонос-фере в глобальном плане, следует отметить, что сегодняшнее состояние водной оболочки является результатом соответствующей длительной медленной дегазации мантии. Появление водной оболочки на Земле отмечается в позднем архее. С тех пор объем воды в геологическом масштабе времени непрерывно возрастает (Летников, 1980). Поскольку внешние относительно планеты источники воды практически ничтожны, следует признать механизм восходящего движения глубинного флюида главным как в тектоносфере, так и во внешних оболочках Земли.

Дегидратационные явления в этом аспекте всегда являются вторичными, так как для их протекания необходимо наличие пород, обладающих кристаллизационной водой.

Одной из наиболее непротиворечивых гипотез, позволяющей объяснить образование воды в пределах геотермического интервала 400 - 800°С, является гипотеза Ф.А.Летникова (Летников и др., 1985). В соответствии с ней вода образуется в результате окисления мантийного водорода, который, взаимодействуя с железосодержащими минералами коры и мантии, восстанавливает трехвалентное железо до двухвалентного. Появление воды в свободном состоянии значительно изменяет не только реологические свойства среды, но и приводит к понижению температуры солидуса пород до 600 -800°С, что может вызвать появление отдельных очагов частичного плавления с образованием кислых магм.

Учитывая наиболее высокие диффузионные свойства водорода, этот механизм, по всей видимости, можно считать основным, хотя, судя по наличию определенного количества воды в мантийных породах на достаточно больших глубинах (Рингвуд, 1980), какое-то количество водного флюида также диффундирует в тектоносфере наряду с другими газовыми фазами (С02, СН4 и др.).

Количество воды в геотермическом диапазоне ее генерации, исходя из гипотезы Летникова, зависит от общего количества водорода в мантийном флюиде. С этой точки зрения весьма интересным является зависимость проводимости литосферного проводящего слоя от средней плотности верхней части земной коры.

Так, в пределах северо-запада БРЗ, в кристаллическом цоколе выделяются зоны с существенно гранитизированной (например Ангаро-Витимский батолит) и основной-ультраосновной корой (район Муйского офиолитового пояса). Средние плотности верхней части земной коры для этих зон составляют соответственно 2.65 - 2.70 и 2.85 - 3.00 г/см3. Средние проводимости ЛПС, определенные по средним квазипродольным кривым, - 2500 и 800 См. Аналогичная резкая разница в проводимости и выраженности ЛПС проявляется и на юго-востоке Забайкалья (Кузьминых, 1992). Здесь проводимость ЛПС существенно гранитизированных Даурского свода и Ундино-Газимурс-кого поднятий составляет 1500 - 2000 См, а в пределах разделяющего их Агинского массива - 300 - 500 См. Вышеописанная разница проводимости ЛПС отчетливо видна на приведенных на рис. 3.3. средних кривых.

Геологической причиной подобного явления с позиций гипотезы о водородной водогенерации могут быть значительные отличия в количестве мантийного водорода, поступающего в гранитизированных областях. Это, в какой-то мере, согласуется с выводами Литвиновского и др. (1990) о необходимости длительной проработки нижней и средней коры водой и щелочами для ее гранитизации.

Поскольку существует механизм пополнения водой внутренней гидросферы Земли, существуют и механизмы ее разгрузки, позволяющие обеспечить динамическое равновесие системы в целом. По геологическим данным процессы, приводящие к гидратации горных пород и образованию мощных зеленокаменных поясов, происходят одновременно на огромных территориях, что говорит об их постоянной подпитке водой снизу. Поскольку проницаемость кристаллических горных пород весьма незначительна (Ю-6 - 10~7 миллидарси, Ракчеев, 1982) необходимо длительное время и значительные объемы флюида для формирования наблюдаемого объема связанной воды в верхней и средней коре.

Учитывая также наличие относительно локализованных геоэлектрических неоднородностей (описанных ниже в главе 4), существование которых также связано с геодинамикой свободной воды в литосфере, существует и более экспрессный в геологическом масштабе времени механизм разгрузки литос-ферного флюида. В этом варианте ювенильные воды по системе вновь образующихся тектонических нарушений - субвертикальных разломов, обладающих повышенной пористостью и проницаемостью, могли поступать в коллекторы верхней части разреза, где, в результате их охлаждения и снижения давления, происходило выделение и кристаллизация растворенных в зак-ритическом флюиде веществ - кварца, сульфидов и др.

В процессе погружения пористость осадочных образований, как правило, еще более уменьшается и лишь в случае наличия непроницаемых пластов коллекторы могут сохраняться до глубин в 10 и более км. При прогреве до температур 150 - 300°С и развитии процессов диагенеза свободная вода связывается с образованием водосодержащих минералов. Все это дает основание считать, что в среднем количество воды в связанном виде должно составлять от единиц до 5 - 7%.

Рассматривая эту проблему с геодинамической точки зрения, следует учитывать, что в целом состояние флюидной системы обуславливается двумя факторами - приходом и расходом. Расход флюида связан с тем, что в условиях практически замкнутой гидродинамической системы флюид испытывает не гидростатическое, а литостатическое давление, за счет чего он постоянно испытывает силу выталкивания. Вертикальный подъем флюида в этом случае возможен за счет трех механизмов - диффузии, просачивания через покрышку за счет ее ненулевой проницаемости и разгрузки по зонам разломов. Оценки, проделанные Л.Л.Ваньяном (1996), показывают, что за счет просачивания из флюидонасьщенного слоя может удаляться до 0.3 м3 воды за 1 млн. лет. Думается, что эти оценки близки к максимальным. Это связано с тем, что при корреляции сопротивления и проницаемости горных пород, используются петрофизические данные, полученные при атмосферном давлении, тогда как на глубинах 5 - 10 км существует давление около 1.5 - 3 кбар. В этом случае большая часть проводимости горных пород может быть обусловлена не объемной, а поверхностной проводимостью. В этом случае использованные Л.Л.Ваньяном величины проницаемости могут быть завышены на один - два порядка. Диффузионные потери, по всей видимости, можно считать значительно меньшими.

Что касается разгрузки по зонам разломов, то геологические данные о существовании подобных процессов многочисленны. Так в целом ряде скважин (Челекен, Айхал, Мирный) вскрываются воды, имеющие ураганные содержания ювенильных компонентов - рубидия, стронция, гелия, водорода и т.п. с изотопными соотношениями, характерными для коровых кристаллических пород. Однако, объемный масштаб этого явления, вероятнее всего, на порядки меньше масштабов просачивания за счет проницаемости.

Что касается прихода флюида, то дегидратационные процессы не могут быть универсальным источником. С тектонических позиций процессы термической активизации, как правило, обладают цикличностью. При отсутствии глубинной подпитки и в связи с расходом флюида за счет просачивания дегидратируемые толщи земной коры окажутся осушенными в ходе первого же периода активизации, и в каждом последующем случае для выделения свободной воды будет использоваться породы, не захваченные прогревом в ходе предыдущих циклов. Кроме того, в значительном количестве случаев активизация, источником которой является возбуждение нижних частей тек-тоносферы - прежде всего астеносферного слоя, на первом этапе приводят к ее термическому разуплотнению и, как следствие, - к сводообразованию (Алак-шин и др., 1988). В этом случае дегидратации будут подвержены породы в пределах слоя, заключенного между положениями проводящего слоя до и после активизации. Время прогрева этого слоя, согласно расчетам Зорина и Лепиной (1988), составит около 10 млн. лет. Однако, в течение этого срока, как следует из оценок Ваньяна (1996) водный флюид должен полностью просочиться на поверхность за счет ненулевой проницаемости кристаллических пород земной коры.

Наиболее ярким примером в этом отношении является восточное Прибайкалье, где анализ геодинамических данных (Алакшин и др., 1993) дает основание сделать вывод о длительном, начиная с раннего палеозоя активном термическом режиме земной коры и верхней мантии.

Примерно в контурах современной области «аномальной мантии» пространственно располагается ареал нижне- среднепалеозойских гранитои-дов, причем по результатам интерпретации гравитационных данных их контакты со стороны Сибирской платформы являются крутыми, а со стороны Забайкалья - более пологими. То есть, асиммметрия строения гранитоидных тел подобна асимметрии кайнозойских рифтовых образований.

Останцы метаморфических пород, встречаемые в гранитоидах, метамор-физованы в амфиболитовой, либо гранулитовой фациях. Это дает основание сделать вывод о большой - до 10 - 15 км величине эрозионного среза и, соответственно, длительном периоде отступления температурного фронта вглубь на фоне периодических этапов возбуждения мантии.

Аналогичный вывод относительно современного состояния верхней части земной коры делается и для района Якутской алмазоносной провинции (Добрецов, 1981; Никулин и др., 1988) и многих других регионов планеты.

В условиях подобной геодинамической обстановки процессы дегидратации могут внести лишь очень малый вклад в формирование слоя с насыщением свободными флюидами. Это дает основание рассматривать в качестве наиболее вероятных глубинные источники.

Само по себе существование глубинного флюидного дыхания является геологически известным фактом. Современные физико-химические данные анализа флюидных систем магматических и метаморфических пород свидетельствуют о наличии ювенильных флюидных потоков, которые можно в целом считать стабильными на протяжении геологической истории Земли. (Гле-бовицкий, Седова, 1985). Наиболее распространенными флюидными компонентами являются водород, вода, окись углерода, метан и некоторые другие.

Прямыми геологическими данными о наличии глубинных флюидов являются флюидные микровключения в ксенолитах мантийных шпинелевых лер-цолитов; присутствие в мантийных породах минералов, содержащих связанные флюидные компоненты (амфибол, флогопит и др.); закономерные вариации содержания редких элементов, характерные только для систем с участием флюидной фазы (Рябчиков, 1985).

Объем выделяющихся мантийных флюидов оказывается довольно значительным. Расчет среднегодового потока водорода и метана только в срединно-океанических хребтах Мирового океана, проведенный Г.Н.Доленко (1985), дает соответствующие объемы в 1.3*109 и 1.8*108 м3/год. Зафиксированы крупные естественные выходы водорода, в частности, дебит Н2 в скважине на кимберлитовой трубке Удачная достигал 10000, а на месторождении Науфамъ-ядль - 1000 м3/сутки. Аномальные содержания водорода устанавливаются в зонах региональных глубинных разломов многих тектонических элементов (Щербаков, 1985).

Важно отметить, что в ходе восходящего движения водородного флюидного потока он вступает в реакции с веществом земной коры. По данным многочисленных исследований Ф.А.Летникова и его коллег (Летников, 1977 и др.) в температурных условиях 400 - 800°С происходит окисление водорода и восстановление окислов железа с понижением валентности последних и образованием свободной воды. В историческом плане наиболее интенсивный вынос флюидов происходил в ранние этапы развития Земли. На архейскую эру, в частности, приходится максимум выноса мантийного углерода, что явилось благоприятным фактором для зарождения и развития биологических процессов (Летников, 1985).

Что касается водорода, то первичная архейская кора характеризуется относительно слабым количеством водосодержащих минералов. На протяжении дальнейшей геологической жизни роль водных флюидов непрерывно повышается. Свидетельством этому является не только повышение водосодер-жания пород с уменьшением их возраста, но и закономерное изменение магматической активности мантии (Добрецов, 1981).

Таким образом, изучение параметров литосферного проводящего слоя имеет важное значение для познания закономерностей распределения водных флюидов в земной коре и мантии. Поскольку флюиды оказывают значительное влияние на многие важные характеристики тектонической деятельности, исследование характеристик «глубинной гидросферы» Земли поможет прояснить многие сложные вопросы геодинамики верхних оболочек Земли.

Глава 4.

Геоэлектрическая и геологическая характеристика локализованных геоэлектрических неоднородностей.

4.1. Классификация локализованных геоэлектрических неоднородностей.

Описанные выше глобальные геоэлектрические слои не исчерпывают всего многообразия ситуаций, наблюдаемых в условиях кристаллической земной коры. В ряде случаев наблюдаются локализованные геоэлектрические неоднородности (ЛГН), размеры и проводимость которых в ту или иную сторону отличаются от нормальной региональной электропроводности. Если проводимость глобальных геоэлектрических объектов в региональном плане определяется геотермическим и флюидным режимом тектоносферы, то геоэлектрические свойства локализованных неоднородностей связаны с результатом предшествующих геологических событий и непосредственно с геотермическим режимом региона могут не корреспондироваться.

Исторически сложилось так, что первые сведения о существовании ЛГН появились в то же самое время, когда стало ясно, что эффект близкого положения и повышенной проводимости объектов в земной коре может быть вызван недоучетом искажающего влияния неоднородностей, расположенных в верхней части разреза. К тому же, практически до начала 90-х годов известны геоэлектрические модели, которые не подтвердились дальнейшими более строгими исследованиями.

Поэтому для повышения достоверности выделения аномальных геоэлектрических объектов необходимо улучшение изученности регионов, в пределах которых выделяются ЛГН, углубление и развитие методики интерпретации магнитотеллурических данных. Немаловажно, что на существование локализованных геоэлектрических неоднородностей указывают также и другие геолого-геофизические данные, в том числе прямые данные буровых работ. Поэтому, так же как и для нормальных геоэлектрических условий, в пределах ЛГН необходимо формирование комплексных физико-геологических моделей на основе использования всей совокупности геолого-геофизических данных.

Возможности геоэлектрических методов по отношению к выделяемым нео-днородностям, естественно, определяются не только методическими особенностями исследований, но и вариациями проводимости «нормального» гео

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Таким образом, рассмотрение всего комплекса геолого-геофизических данных позволяет сделать вывод о том, что, несмотря на значительные вариации возраста, особенностей современного тектонического положения и истории развития различных регионов, их глубинные геоэлектрические характеристики закономерным образом корреспондируются с термодинамической и флюидной активностью тектоносферы.

По мнению автора, в глобальном плане выделяются три основных элемента глубинной структуры электропроводности.

Наиболее глубоко залегает астеносферный проводящий слой, связанный с частичным плавлением мантийного вещества. Это приводит к снижению не только сопротивления, но и упругих и реологических характеристик сре

Во о о регионах, характеризующихся повышенной и умеренной термической активностью, продольное сопротивление пород в пределах проводящего слоя составляет единицы - первые десятки Ом-м. Глубина положения кровли мантийного проводника обратно пропорциональна термодинамическим параметрам тектоносферы. Наиболее высокое положение и максимальная проводимость астеносферного проводящего слоя отмечается в пределах внутри-континентальных рифтовых зон и в областях современного вулканизма. В то же время, на антеклизах и щитах древних платформ термодинамические условий частичного плавления не достигаются, вследствие чего астеносферный проводящий слой в их пределах отсутствует.

Рассмотрение физико-геологической модели верхней мантии Байкальской рифтовой зоны не позволяет отнести слой так называемой «аномальной» мантии к астеносфере. По своим термодинамическим, геоэлектрическим и петрологическим характеристикам он представляет собой твердофа-зовую субстанцию, аномальные скоростные характеристики которой, вероятнее всего, обусловлены существованием более высокотемпературной субфации мантийного вещества.

В верхней литосфере практически повсеместно выделяется внутрили-тосферный проводящей слой. Сопротивление пород в его пределах в несколько раз меньше, чем вышележащих и подстилающих породах и на порядки меньше, чем у воздушно сухих пород при тех же термодинамических параметрах. Геоэлектрические характеристики земной коры в целом отличаются закономерным соотношением с сейсмогеологическими характеристиками Положение литосферного проводящего слоя в активных регионах совпадает с коровым сейсмическим волноводом, выделенным по данным интерпрета

-133ции рефрагированных волн; устанавливаются характерные изменения структуры волнового поля на разрезах глубинных ОГТ в пределах глубин развития проводящего слоя.

Автор считает, что основной причиной подобной физико-геологической характеристики в отмеченном диапазоне глубин является ее флюидонасы-щение. Оценка баланса флюидов показывает, что основным наиболее верояти О «> V ным его источником является мантииныи водородный флюидопоток, приводящий за счет окислительно-восстановительных реакций к образованию зак-ритических водных растворов. Наличие флюидонасыщенного слоя в средней - нижней коре (в некоторых регионах и в верхах мантии) приводит к закономерному изменению реологических свойств и, вероятнее всего, имеет тектонические последствия.

Третьим элементов иерархической структуры глубинной электропроводности являются локализованные геоэлектрические неоднородности. Несмотря на многообразие геоэлектрических, пространственных и геологических характеристик ЛГН, в целом ряде случаев они являются следствием глубинной флюидной и тектоно-термальной проработки разреза и проявляют определенное соответствие с региональным распределением эндогенных полезных ископаемых.

Поскольку надежность и обоснованность глубинных моделей соответствующим образом связана с представительностью геоэлектрических данных, несомненную важность представляет собой интерпретационный аспект исследований. Совершенствование методики интерпретации глубинных маг-нитотеллурических зондирований и всего электромагнитного комплекса в целом повышает точность и надежность оценки глубинных сопротивлений.

Резюмируя можно отметить, что в настоящее время глубинные электромагнитные зондирования являются одним из основных методов глубинных исследований, которые в совокупности с данными других глубинных геофизических и геологических исследований позволяют решить широкий круг геологических задач. К их числу относятся не только фундаментальные задачи обоснования глубинных моделей в целом, но и практические задачи изучений региональной металлогении, сейсмичности, тектоники, анализ временных вариаций сопротивлений в связи с прогнозом землетрясений и многое другое.

С этой точки зрения глубинная магнитотеллурика представляет собой важную сферу научных исследований, которая обладает несомненным импульсом для дальнейшего развития.

Список литературы диссертационного исследования доктор геолого-минералогических наук Поспеев, Александр Валентинович, 1998 год

ЛИТЕРАТУРА

Алакшин A.M., Григоров В.В., Поспеев A.B. О выявлении гравитационных аномалий от глубоких мантийных источников. // Геология и полезные ископаемые Восточной Сибири (тезисы докладов). Иркутск, - 1986. - С. 155-157.

Алакшин A.M., Лысак C.B., Письменный Б.М., Поспеева Е.В., Поспеев A.B. Глубинное строение и геодинамика Саяно-Байкальской горной области и сопредельных районов Восточной Сибири. // Глубинное строение территории СССР. М.: Наука -1991. - С. 88-105.

Алакшин A.M., Письменный Б.М., Поспеев A.B. Некоторые вопросы геодинамики Байкальской горной области. // Внутриконтинентальные горные области: геологические и геофизические аспекты (Международный симпозиум, тезисы докладов). Иркутск, 1987. - С. 265-269.

Алакшин A.M., Письменный Б.М., Поспеев A.B. Строение литосферы южного горного обрамления Сибирской платформы // Геодинамика внутриконтинен-тальных горных областей.: Материалы международного симпозиума. Иркутск, сентябрь, 1987. - Новосибирск: Наука - 1990. - С. 170-180.

Алакшин A.M., Турицын К.С., Поспеев A.B. Петрофизическое моделирование земной коры севера Байкальской горной области по комплексу геолого-геофизических данных. // Петрофизика рудных месторождений (тезисы докладов). Л.: ВСЕГЕИ, 1990. - С. 85

Астапенко В.Н., Кузнецов Ю.Н., Мастюлин Л.А. Геоэлектрическая характеристика тектоносферы севера Белоруссии. // Докл. АН БССР. - 1991. - 35, 7. -с. 636-639.

Асминг В.Э., Жамалетдинов A.A., Семенов В.Ю., Токарев А.Д. Опыт обработки МТЗ на Балтийском щите. // Физика Земли - 1992, - 4. С. 102-106.

Астеносфера по комплексу геофизических методов: Сб. научн. трудов / АН УССР. Ин-т геофиз.; Ред. Ваньян Л.Л. - Киев: Наукова думка, 1988. - 200 с.

Аширматов А., Ваньян Л.Л., Новосельский И.Н., Шиловский А.П. Основные черты электропроводности земной коры Памира. // Известия АН СССР, Физика Земли. - 1990, 6, С. 83-85.

Аширова Н.Г., Бердичевский М.Н., Дубровский В.Г., Ильаманов К., Крама-ренко С.А., Непесов К.Н., Яковлев А.Г. Новые данные по глубинному геоэлектрическому разрезу Восточно-Туркменской синеклизы. // Известия АН СССР, Физика Земли. - 1989, 4. С. 96-101.

Ащепков И.В. Глубинные ксенолиты Байкальского рифта. - Новосибирск: Наука. Сиб. Отд-ние, 1991. - 160 с.

Барышев A.C., Ерхов В.А., Щукин Ю.К., Мандельбаум М.М., Письменный Б.М., Алакшин A.M., Поспеев A.B. Общая геодинамическая модель. Геология зоны БАМ. Т.1. Геологическое строение. Л.: Недра, 1988. - С. 401-411.

Барышев A.C., Поспеев В.И., Никулин В.И., Ипатьев С.Н., Мандельбаум М.М., Письменный Б.М., Алакшин A.M., Поспеев A.B. Глубинное строение Саяно-Бай-кальской складчатой области и зоны ее сочленения с Сибирской платформой. // Глубинные исследования недр в СССР: Доклады советских геологов на 28 сессии Международного геологического конгресса. Вашингтон, июль, 1989. - Л., 1989, с. 163-173.

Баталев В.Ю., Бердичевский М.Н., Голанд М.Л., Голубцова Н.С., Кузнецов В.А. Интерпретация глубинных магнитотеллурических зондирований в Чуйской межгорной впадине. // Известия АН СССР, Физика Земли. - 1989, 9. С. 42-45.

Бердичевский М.Н. Электрическая разведка методом магнитотеллуричес-кого профилирования. М., Недра. - 1968, 255 с.

Бердичевский М.Н. 0 динамической коррекции кривых магнитотеллури-ческого зондирования. // Физика Земли - 1996. - 10. С. 22-24.

Бердичевский М.Н., Ваньян Л.Л., Ван Н.Т. Фазовые полярные диаграммы магнитотеллурического импеданса. // Физика Земли - 1993, - 2. - С. 19-23.

Бердичевский М.Н., Ваньян Л.Л., Егоров И.В., Лебедева H.A., Пальшин H.A., Яковлев А.Г. Анализ разрешающей способности электромагнитного зондирования (на модели с бимодальным возбуждением изометрического астеноли-та). // Известия АН СССР: Физика Земли - 1992, - 1. - С. 119-128.

Бурахович Т.К., Завгородняя О.В., Кулик С.Н., Логвинов И.М. Изучение Клай-педской аномалии. // Докл. АН Украины. Б. - 1990. - 6. - С. 3-5.

Ваньян Л.Л. 0 моделях глубинной электропроводности (обзор) // Известия АН СССР: Физика Земли - 1981, - 5. - С. 57-66.

Ваньян Л.Л. 0 природе электропроводности активизированной земной коры. // Физика Земли - 1996, - 6. - С. 93-95.

Ваньян Л.Л., Бердичевский М.Н., Васин Н.Д., Окулесский Б.А., Шиловский П.П. 0 нормальном геоэлектрическом разрезе. // Изв. АН СССР - Физика Земли- 1980ю - 2. - С. 73 - 76.

Ваньян Л.Л., Мартанус Е.Р., Семенов В.Ю. Оценка глубинной электропроводности Сахалина по данным электромагнитных зондирований. // Тихоокеанская геология. 1988. 4. С. 122-125.

Ваньян Л.Л., Ноздрина A.A., Пальшин H.A., Жирасек Дж. Об электропроводности земной коры континентального рифта Рио-Гранде. // Известия АН СССР, Физика Земли - 1990, - 5. - С. 94-98.

Ваньян JI.JI., Шиловский А.П., Каримов K.M., Коломацкий В.Г. Аномальная электропроводность земной коры юго-восточного Казахстана. // Геология и геофизика - 1990, - 9. - С. 93-96.

Геология и сейсмичность зоны БАМ (от Байкала до Тынды) Т. IV. Глубинное строение. Отв. Р-ры Н.Н.Пузырев, М.М.Мандельбаум. Новосибирск, - Наука -1984. - 174 с.

Гордиенко В.В, Зуннунов Ф.Х., Таль-Вирский Б.Б. и др. Тектоносфера Средней Азии и Южного Казахстана. Отв. Ред. Гордиенко В.В, Таль-Вирский Б.Б. Киев, Наукова Думка. - 1990. - 232 с.

Дегазация Земли и геотектоника. Тезисы докладов II всесоюзного совещания. - М.: Наука. - 1985. 199с.

Дмитриев В.И., Бердичевский М.Н., Кокотушкин Г.А. Альбом палеток для магнитотеллурического зондирования в неоднородных средах. Ч. IV. М., Изд. Моск. ун-та. - 1975 - 100 стр.

Добрецов Н.Л. Глобальные петрологические процессы. М., Недра. - 1981. -223 с.

Добрецов Н.Л., Ащепков И.В. Состав и эволюция верхней мантии в рифто-вых зонах (на примере Байкальской рифтовой зоны) // Геология и геофизика, -1991. - 1. - С. 5-13.

Долгополов Ф.Г., Новосельский И.Н., Чирикин В.В Электропроводность верхней части земной коры Центральных Кызылкумов. // Узб. геол. ж. - 1990, - 5. - С. 9 -14.

Дьяконова А.Г., Ингеров А.И., Рокитянский И.И. Электромагнитные зондирования на Восточно-Европейской платформе и Урале. Отв. ред. В.В.Шуман. Киев, Наукова Думка. - 1986,140 с.

Дюжиков O.A., Фридман А.И. Тектоно-магматическая активизация, эндогенно рудообразование и природные газы Сибирской платформы. // Дегазация Земли и геотектоника. Тезисы докладов II всесоюзного совещания. - М.: Наука. - 1985. С 23-27.

Жданов М.С., Варенцов И.М., Голубев Н.С., Крылов В.А. Методы моделирования электромагнитных полей (Материалы международного проекта C0MMEMI). М., Наука, 1990. - 198 с.

Зингер Б.Ш. Учет статических искажений в магнитотеллурике. Обзор. // Известия АН СССР: Физика Земли - 1992, - 5. - С. 53-70.

Зыкова Н.Ф., Морозова Г.М., Неведрова H.H., Поспеев A.B. Электромагнитные зондирования земной коры в условиях северо-восточного фланга Байкальской рифтовой зоны. // Коровые аномалии электропроводности. Сборник

научных трудов. Под ред. А.А.Жамалетдинова. Ленинград, Наука, 1984. С. 131 -138.

Зыкова Н.Ф., Поспеев A.B. Комплексное электромагнитное зондирование на северо-востоке Байкальского прогностического полигона. // Основные направления совершенствования комплексных геофизических исследований при поисках полезных ископаемых в Сибири и на Дальнем Востоке. Тезисы докладов к конференции. Иркутск, 1983. - С. 20.

Каплун В.Б. Результаты глубинного электромагнитного зондирования в пределах Сихотэ-Алиньской складчатой системы. // Тихоокеанская геология - 1990, - 2. - С. 111-115.

Каплун В.Б., Григорица Т.В. Результаты магнитотеллурических зондирований в Среднеамурской впадине. // Тихоокеанская геология - 1989. - 6. -С. 27-28

Киселев А.И., Семенова В.Г., Соловьева Л.В., Рассказов C.B., Владимиров Б.М. Глубинные ксенолиты в базальтах Байкальской рифтовой зоны и Токийского становика. // Глубинные ксенолиты из щелочных базальтоидов и кимберлитов. - М., Наука, 1991, с. 75-88.

Ковтун A.A., Васин Н.Д., Попов М.К., Вагин С.А., Варданянц И.Л., Коквина Е.Л., Успенский Н.И. Модель Ладожско-Ботнической зоны по данным МТ- и АМТ-зондирований. // Известия АН СССР: Физика Земли - 1990, - 5. - С. 53-70.

Кольская сверхглубокая. Исследование глубинного строения континентальной коры с помощью бурения Кольской сверхглубокой скважины. Гл. ред. Е.А.Козловский. М., Недра, 1984, 490 с.

Крылов C.B., Мишенькин Б.П., Мишенькина З.Р. и др. Детальные сейсмические исследования литосферы на Р- и S-волнах. Новосибирск: Наука. Сибирская изд. фирма, 1993. - 199 с.

Крылов C.B., Мандельбаум М.М., Мишенькин Б.П., Мишенькина З.Р., Петрик Г.В., Селезнев B.C. Недра Байкала (по сейсмическим данным). Новосибирск, Наука, - 1981. - 105 с.

Кулик С.Н., Логвинов И.М., Бураховин Т.К. Геоэлектрическая модель тек-тоносферы Украины. // Геофизический Журнал. - 1992,- 14, 3. - С. 13-22.

Лебедев Е.Б., Хитаров Н.И. Физические свойства магматических расплавов. М.: Наука. 1979. 200 с

Летников Ф.А. Глубинная дегазация в геологической истории Земли. // Дегазация Земли и геотектоника. Тезисы докладов II всесоюзного совещания. - М.: Наука. - 1985. С. 5-6.

Летников Ф.А., Карпов И.К., Лашкевич В.В. Моделирование на ЭВМ мульти-системы Fe203 - Fe304 - 02 - Н2 в интервале 200 - 1000° С и 1 - 1000 бар. //

Флюидный режим земной коры и верхней мантии. Отв. ред. Ю.В.Комаров. Иркутск, - 1977, - С. 33-34.

Летников Ф.А., Феоктистов Г.Д., Остафийчук И.М. и др. Флюидный режим формирования мантийных пород. - Новосибирск: Наука. Сиб. Отд-ние. 1980. -143 с.

Литвиновский Б.А., Артюшков Е.В., Занвилевич А.Н. О природе магматизма Монголо-Забайкальского пояса // Геология и геофизика. - 1989, - 2 - С. 3240.

Литосфера Тянь-Шаня. Отв. ред. И.Е.Губин. М., Наука. - 1986, - 157 с.

Лысак C.B. Тепловой поток континентальных рифтовых зон. Новосибирск, Наука, - 1988. - 200 с.

Малых B.C. Прибайкальская зона глубинного разлома и ее роль в металлогении Западного Прибайкалья. // Эндогенные полезные ископаемые Сая-но-Байкальской горной области. - Иркутск, 1974. - С. 62-64.

Мандельбаум М.М., Письменный Б.М., Алакшин A.M., Поспеев A.B. Строение литосферы южного горного обрамления Сибирской платформы. // Внутри-континентальные горные области: геологические и геофизические аспекты (Международный симпозиум, тезисы докладов). Иркутск, 1987. - С. 225-228.

Мандельбаум М.М., Поспеев A.B. Геофизическая характеристика северной части Байкальского прогностического полигона. // Комплексные исследования сейсмоопасных зон и изучение сильных землетрясений. Тезисы докладов к совещанию. Кишинев, 1984. - С. 82-84.

Мандельбаум М.М., Холин Б.Н., Письменный Б.М., Смирнова Т.Г., Алакшин

A.M., Поспеев A.B. Геолого-геофизическая характеристика зоны сочленения Сибирской платформы со складчатыми областями. // Тектоника платформенных областей. Новосибирск, Наука, 1988. - С. 151-161.

Мастюлин Л.А., Астапенко В.Н., Кузнецов Ю.Н. Полоцкая аномалия электропроводности земной коры: вариант геологической интерпретации. // Докл. АН БССР. - 1991. - 35, 9 - С. 846-849.

Мишенькин Б.П., Шелудько И.Ф., Мишенькина З.Р., Брыксин A.B., Васильев

B.П. Детальные сейсмические исследования земной коры на северо-востоке Байкальской рифтовой зоны. // Геол. и геофизика - 1984, - 7, С. 63-70.

Мороз Ю.Ф. Электропроводность земной коры и верхней мантии Камчатки. - М., Наука, 1991. -181 с.

Мороз Ю.Ф., Нурмухамедов А.Г., Лощинская Т.А. Магнитотеллурическое зондирование земной коры Южной Камчатки. // Физика Земли - 1996, И, С. 54 -57.

Мороз Ю.Ф., Поспеев A.B. Глубинный геоэлектрический разрез Востока СССР. // Известия АН СССР: Физика Земли -1991, - 4, С. 59 - 68.

Морозова Г.М. Методы нестационарного магнитного поля в изучении электропроводности земной коры и мониторинге. Автореф. дисс. докт. геол.-ми-нерал. наук. Новосибирск, - 1997. - 36 с.

Морозова Г.М., Манштейн А.П., Шпак И.П., Зыкова Н.Ф., Поспеев A.B. Глубинное электромагнитное зондирование в зоне трассы БАМ. // Геология и геофизика - 1982, - 1. - С. 129-133.

Никифоров В.М., Альперович И.М., Ваньян JI.JI. Некоторые особенности кривых магнитотеллурического зондирования на Сахалине и методика их интерпретации. // Тихоокеанская геология. 1983. 5. С. 59-65

Никулин В.И., Ерхов В.А., Поспеев В.И. О критериях прогноза кимберлито-вых полей. // Советская геология. 1988. - 1 С. 31-42.

Пархоменко Э.И., Бондаренко А.Т. Электропроводность горных пород при высоких давлениях и температурах. М., Недра. - 172 с.

Пашевин A.M., Поспеев A.B. Методика оценки продольной электропроводности надэкранных отложений комплексом МТЗ-ТТ-ВЭЗ. // Ускорение научно-технического прогресса при геофизических исследованиях в Восточной Сибири. - Иркутск. - 1989. - С. 52-56.

Пашевин A.M., Поспеев A.B. Результаты моделирования магнитотеллурического поля юга Сибирской платформы. Геология и геофизика - 1990, - 2. -С. 109 - ИЗ.

Пашевин A.M., Поспеев A.B. Возможности магнитотеллурических методов при изучении осадочного чехла на юге Сибирской платформы. // 4 всесоюзн. съезд по геомагнетизму «Магн. и элекр. поля твер. Земли». (Суздаль, 1990). :Тез. докл. Ч. 1. - Владимир - Суздаль, 1991. - С. 146-147.

Перчук JI.JI., Ваганов В.И. Природа кимберлитов Якутии. - В кн.: Проблемы петрологии земной коры и верхней мантии. Новосибирск. - Недра, - 1978. - С. 27-28.

Письменный Б.М., Алакшин A.M. Строение земной коры западных частей Алданского щита и Становой складчатой области. // Тихоокеанская геология - 1984, - 5. - С, 95 - 98.

Письменный Б.М., Алакшин A.M., Поспеев A.B., Мишенькин Б.П. Геология и сейсмичность зоны БАМ. Глубинное строение. Новосибирск, Наука, 1984.

Попов A.M., Бадуев А.Б., Амар А., Кузьминых Ю.В., Запов В.В. Анализ гальванических искажений магнитотеллурических зондирований в Монголии. // Физика Земли - 1992, 4. - С. 93-101.

Попов A.M., Кузьминых Ю.В., Бадуев А.Б. Экспериментальные исследования локальных неоднородностей в магнитотеллурическом поле. // Геология и геофизика - 1989, - 9 - С. 117-127.

Попов А.М., Потапов A.C., Кузьминых Ю.В., Бадуев А.Б., Пархомов В.А. Длин-нопериодные МТ-зондирования в Прибайкалье. // Известия АН СССР: Физика Земли. - 1988, - И. - С. 83-87.

Поспеев A.B. Влияние методики вычисления на точность определения теллуропараметров. // Геофизические исследования Сибирской платформы и смежных регионов. Иркутск, 1983. - С. 91-95.

Поспеев A.B. Результаты магнитотеллурических исследований в зоне строительства трассы БАМ. // Геология и полезные ископаемые Восточной Сибири. Тезисы докладов к научной конференции геологического факультета. Иркутск, 1983. - С. 63-65.

Поспеев A.B. Глубинное строение западной части региона БАМ по электромагнитным данным. Автореф. дисс. канд. геол.-минерал. наук. Иркутск, -1984. - 20 с.

Поспеев A.B. Электропроводность земной коры и мантии по профилю Чара-Ванино. // Тихоокеанская геология - 1987, - 6. - С. 109 - ИЗ.

Поспеев A.B. Электропроводность земной коры и мантии западной части Байкало-Амурского региона. // Астеносфера по комплексу геофизических методов. - Киев, 1988. - С. 34-44.

Поспеев A.B. Геофизические данные о флюидах в земной коре. // Геологическая среда и сейсмический процесс. Иркутск, - 1997.-С. 29 - 31.

Поспеев В.И. Методы и результаты региональных электроразведочных работ в Иркутском амфитеатре. Автореф. дисс. канд. геол.-минерал. наук. Иркутск, 1966. 20 с.

Поспеев В.И., Михалевский В.И., Никулин В.И., Ипатьев С.Н. Связь металлогении Сибирской платформы с особенностями тектоники, магматизма, строения и физического состояния земной коры и верхней мантии. - В кн.: Металлогения докембрия (тезисы докладов II всесоюзного совещания по металлогении докембрия). Иркутск, - 1981, - с. 79-80.

Поспеев В.И., Фадеев В.М., Караваев Ю.А. Результаты глубинных МТЗ в Бо-дайбинском районе. // Основные направления совершенствования геофизических исследований при поисках месторождений полезных ископаемых в Сибири и на Дальнем Востоке. Иркутск, 1983. С. 50.

Рингвуд А.Е. Состав и петрология мантии Земли. М., Недра, - 1981. - 584 с.

Рогожина В.А., Кожевников В.М. Область аномальной мантии под Байкальским рифтом. Новосибирск, Наука. - 1979, - 104 с.

Рокитянский И.И. Индукционные зондирования Земли. Киев, Наукова Думка, - 1981, 296 с.

Рябчиков И.Д. Петрогенетическая роль подземных флюидов // Дегазация Земли и геотектоника. Тезисы докладов II всесоюзного совещания. - М.: Наука. - 1985. С 10-12.

Система рифтов Земли / Ред. Н.А.Беляевский. - М., Мир, - 1970 - 279 с.

Современная динамика литосферы континентов: методы изучения. / Ред. Логачев H.A., Хромовских B.C. - М.: Недра. 1989. - 278 с.

Суворов В.Д. Глубинные сейсмические исследования Якутской кимбер-литовой провинции. Новосибирск: Наука. 1993. 135 с.

Тикшаев В.В., Глечиков В.А., Шабанов Б.А., Дубровицкая Н.Ю., Интелегатор С.Д., Шигаев Ю.Г. Исследования глубинными зондированиями с естественными и искуственными электромагнитными полями (на примере Прикаспийской впадины).: Нижне-Волж. НИИ геол. и геофиз. - Саратов, 1989. - 35 с.

Толстихин И.Н. Процессы дегазации глубинных резервуаров Земли по данным изотопной геохимии благородных газов. // Дегазация Земли и геотектоника. Тезисы докладов II всесоюзного совещания. - М.: Наука. - 1985. С44-45.

Томпсон И.Н. Металлогения рудных районов. М., Недра, 1988 - 214 с.

Уханов A.B., Рябчиков И.Д., Харькив А.Д. Литосферная мантия Якутской алмазоносной провинции. М: Наука, 1988. 286 с.

Файф У., Прайс Н., Томпсон А. Флюиды в Земной коре. М.: Мир. 1981. 435 с.

Чермак В. Геотермическая модель литосферы и карта мощности литосферы на территории СССР. // Известия АН СССР: Физика Земли. - 1983, - 1.-е. 2538.

Шамаль А.И., Мандельбаум М.М., Бернштейн Г.Л., Пашков В.Г., Поспеев A.B. Актуальные проблемы геофизических исследований на юге Сибирской платформы. // Теор. и регион, проблемы нефти и газа. АН СССР, СО. Объед. ин-т геол., геоф. и мин. сырья - Новосибирск, 1991. - с. 200-214.

Шпак И.П., Поспеев A.B. Комплексные электроразведочные исследования Нижне- и Верхнеангарской впадин. // Состояние и пути повышения эффективности геофизических набот в Сибири и на Дальнем Востоке. Тезисы докладов к конференции. Иркутск. 1978, С. 46 - 47.

Шпак И.П., Поспеев A.B. Результаты комплексных электроразведочных

исследований в зоне строительства БАМ. // Состояние и пути повышения эффективности геофизических набот в Сибири и на Дальнем Востоке. Тезисы докладов к конференции. Иркутск. 1978, С. 47 - 48.

Шпак И.П., Поспеев А.В. Результаты комплексных электроразведочных исследований в зоне строительства трассы БАМ. // Тезисы докладов выездной сессии МССС. Иркутск, 1979. - С. 23 - 24.

Щербаков А.В. Проблема водородных подземных флюидов. // Дегазация Земли и геотектоника. Тезисы докладов II всесоюзного совещания. - М.: Наука. - 1985. С 164-165.

Электроразведка: Справочник геофизика. - М., Недра. - 1979. - 518 с.

Adam A. Relation of mantle conductivity to physical conditions in the asthenospere. // Geophysical Surveys - 1980, - 4. - P. 43-55.

Adam A., Landy K., Nagy Z. New evidence for the distribution of the electric conductivity in the Earth's crust and upper mantle in the Pannonian Basin as a «hotspot». // Tectonophysics - 1989. - 164, 2-4. - P. 361-368.

Adam A., Nagy Z., Nemesi L., Varga G. Electrical conductivity anomalies along the Pannonian geotraverse and their geothermal relation. // Acta Geod., Geoph. et Mont. Hung. - 1990 - 25, 3-4. - P. 291-307.

Bailey, R.C., Craven J.A., Macnae J.C., Polser B.D. Imaging of deep fluids in Archean crust. // Nature. - 1989. - 340, 6229. - P. 136-138.

Berdichevsky M.N., Vanyan L.L., Dmitriev V.I. Methods used in the USSR to reduce near-surface inhomogeneity effects on deep magnetotelluric sounding. // Physics of Earth and Planetary Interior - 1989. - 53, 3-4. - P. 194-206.

Bodri В., Hayakawa M. Relations between deep temperatures and other geophysical characteristics in Central Honshu, Japan. // Tectonophysics. -1991. - 194, 4. - P. 325 - 336.

Bodri В., Jessop A.M. Geothermal model of the continental margins of eastern Canada. // Tectonophysics - 1989. - 164, - 2-4. P. 139-150.

Brown L.D. A new map of crustal «terranes» in the United States from C0C0RP deep seismic reflection profiling. // Geoph. J. Int. -105. Р/ 3-13.

Cook K.L. The problem of mantle-crust mix: lateral inhomogeneitiy in the uppermost part of the earths mantle/ // Advances in geophys. - 1962, P. 295 -360

Cull J.P. Geothermal models and mantle rheology in Australia. // Tectonophysics - 1989. - 164, - 2-4. P. 107-115.

Cull J.P., O'Reilly S.Y., Griffin W.L. Xenolith geotherms and crustal models in Eastern Australia. // Tectonophysics. -1991. -192, 3-4. - P. 359-366.

Dorofeeva R.P., Lysak S.V. Geothermal profiles of the lithosphere in Central Asia. // Tectonophysics - 1989. - 164, 2-4. - P. 165-173.

Eggers D.E. An eigenstate formulation of the magnetotelluric impedance tenzor. // Geophysics, 1982. - 47, - 8. - P. 1204-1214.

Erceught-Group. An electrical resistivity crustal section from the Alps to the Baltic Sea (crustal segment of the ECT) // Tectonophysics. -1992. - 207, 1-2. - P. 123-139.

EUGEMI Working Group. The Yuropean geotraverse seismic refraction experiment of 1986 from Genova, Italy, to Kiel, Germany. // Tectonophysics -1990. - 176, - 1-2. P. 43-57.

Fournier H.C., Munoz M., Mamani M.J., Febrer J.M., Borzotta E., Maidana A.N. Results of 120 km long a deep magnetotelluric East-West profile in the Villarica active volcano zone, South of Chile. // Acta Geological, Geoph. et mont. hung. - 1991. - 26, 1-4. - P. 111-122.

Gough D. I. Electromagnetic exploration for fluids in the Earth's Crust. // Earth-Science Revew - 1992,- 32, 1-2. - P. 3-18.

Grad M. Seismic structure of the sub-crustal continental lithosphere. // Phys. Earth and Planet. Inter. - 1992. - 69, 3-4. - C. 224-230.

Gray J.D., Cull J.P. Magnetotelluric soundings and resistivity profiles in the William Complex. // Austral. J. Earth. Science - 1990. - 37, 2. - P. 127-134.

Green A., Milkrereit B., Davidson A., Spencer C., Hutchinson D., Cannon W., Lee M., Agena W., Behrendt J., Hinze W. Crustal structure of the Grenville front and adjacent terranes. // Geology - 1988, - 16 - ?/ 788-792.

Haak V., Ritter 0., Ritter P. Mapping the geothermal anomaly on Milos by magnetotellurics. // Geothermics. - 1989. - 18, 4. - P. 533-546.

Heinson G.S., Lillley F.E.M. Thin-sheet EM modelling of the Tasman Sea. // Exploration Geophysics - 1989. - 20, 1-2. - P. 177.

Heinson G.S., Lilley F.E.M. The electrical conductivity structure of the oceanic-lithosphere beneath the Tasman Sea: [Paper] Australia Society Exploration Geophysics 8th Conference and Exibition and Geological Society Australioan Exploration Symposium, Sydney, Febr. 17-21, 1991 [Pt 1] // Exploration Geophysics - 1991. - 22, 1. - P. 175-178.

Heinson G., Constable S. The electircal conductivity of the oceanic upper mantle. // Geoph. J. Int. - 1992. - 110, 1. - P. 159-179.

Hoisch T.D. Heat transport by fluids during late Cretaceous regional metamorphism in the Big Maria Mountains, southeastern California. // Geol. Soc. Am. Bui. - 1987. - 98. - P. 549-553.Hution V.R.S., Galanopoulos D., Daves G.J.K., Pickup G.E. A high resolution magnetotelluric survey of the Milos geothermal prospect. // Geothermics. - 1989. - 18, 4. - P. 521-532.

Hyndman R.D., Vanyan L.L., Marquis G., Law L.K. The origin of electrically conductive lower continentsl crust: saline water or graphite? // Phys. Earth and Planet. Inter. - 1993. - 81, P. 325-344.

Hyndman R.D., Klemperer S.L. Low-crustal porosity from electrical measurement and inferences about composition from seismic velosities. // Geophys. Res. Letters. - 1989. - 16, 3. - P. 255-258.

Ingham M.R. Electrical conductivity structure of the Broadlands-Ohaaki geothermal field, New Zealand. // Phys. Earth and Plant. Int. - 1991. - 66, 1-2. - P. 62-75.

Jankowski J., Pawl J., Jozwiiak W., Ernst T. Synthesis of electric conductivity surveys performed on the Polish part of the Carpatians with geomagnetic and magnetotelluric sounding methods: Symp. Geodin., Jablonna, May 15-17, 1989. // Publ. Inst. Geophys. A. / Pol. Acad. Science -1991, - 19, - P. 183-214.

Jirasek G.R., Curtis J.H., Ramires J., Ramires M., Romo J. Two-dimentional magnetotelluric inversion of the EMSLAB Lincoln Line. // J. Geoph. Res. B. -1989. - 94, - 10. - P. 14,145-14,151.

Jones A.G. A magnetotelluric investigation under the Willistone basin of southeastern Saskatchewan: Discussion. // Can. J. Earth. Sci. - 1988. - 25, 7. -P. 1132 -1139.

Jones A.G., Kurtz R.D., Oldenburg D.W., Boerner D.E., Ellis R. Magnetotelluric observations along the lithoprobe southeastern Canadian Cordilleran transect. // Geophysical Research Letters - 1988. - 15, 7. P. 677-680.

Kellet R.L., Lilley F.E.M., White A. A two-dimensional interpretation of the geomagnetic coast effect of southeast Australia, observed on land and seafloor. // Tectonophysics - 1991. - 192, - 3-4. - P. 359-366.

Keller G.V., Oltmans J., Passalacqua H. Exploration of continental-margin thrusted basins with deep electromagnetic sounding // Potent. Deep Seism, Profiling Hydrocarbon Exploration: Proc. 5th IFP Exploration and Prod. Res. Conf., Aries, June 19-23, 1989. Paris, 1990. P. 117-133.

Khutorskoy M.D., Yarmoluk V.V. Heat flow, structure and evolution of the lithosphere of Mongolia. // Tectonophysics - 1989. - 164, 2-4. - P. 315-322.

Kiselev A.I., Popov A.M. Asthenospheric diapirism beneath the Baikal rift: petrological constraints. // Tectonophysics. - 1992. - 208, 1-3. - P. 278-295.

Klein D.P. Crustal resistivity structure from magnetotelluric soundings in the Colorado platean-basin and Range provinces, Central and Western Arisona. // J. Geoph. Res. B. - 1991. - 96, 7. - P. 12313-12331.

Kurtz R.D., DeLaurier J.C., Gupta J.C. A magnetotelluric sounding across Vancouver Island detects the subducting Juan de Fuca plate. // Nature/ -1986. - 321/ - P. 596-599.

Lilelybrooks D.W., Clingman W.W., Rygh J.T., Urquhart S.A., Waff.S. A magnetotelluric study of the high Cascades Graben in Central Oregon. // J. Geoph. Res B. - 1989. - 94, 10. - P. 14173-14184.

Lilley F.E.M., Woods D.V., Horner R.J. Electrical conductivity profiles and implications for the absence or presence of partial melting beneath central and southeast Australia. // Physics of Earth and Planetary Interior -1981, -25. - P. 419-428.

Logatchev N.A., Zorin Yu.A. Baikal rift zone: structure and geodynamics. / / Tectonophysics. - 1992. - 208, 1-3. - P. 273-286.

Mackie L.R., Bennet B.R., Madden T.R. Long-period magnetotelluric measurement near the Central California coast: A land-locked view of the conductivity structure under the Pasific Ocean. // Geophys. J. - 1988. - 95, 1 - P. 181-194.

Marquis G., Hyndman R.D. Geophysical support for aqueous fluids in the deep crust: seismic and electrical reationships. // Geophys. J. Int. - 1992. -111, 1. - P. 91 -105.

Marshal M., Kurtz R.R., Chouteau M., Chakridi R. A magnetotelluric survey on Manitoulin Island and Bruce Peninsula along GLIMPCE seismic line J: black shales mask the Grenville front. // Geoph. J. Int. - 1991 - 105, 1. - P. 173-183.

Martines M., Romo J.M., Fernandez R., Herrera C., Jirasec G.R., Weslow V., Miele M.J. A magnetotelluric profile across the western boundary of the Saltin Trough in northern Baja California, Mexico. // Physics of Earth and Planetary interior - 1989. - 53, 3-4. - P. 376-383.

Meissner R., Wever Th. The possible role of fluids for structuring of the continental crust. // Earth-Science Reviews - 1992. - 32, 1-2. - P. 3-18.

Menvielle M., Le Mouei J.L.L. Electrical structure of the crust in SouthEastern Tibet. // Proc. Indian Acad. Science Earth and Planet. Sci. -1990. - 99, 4 - P. - 717-738.

Moroz Yu.F., Pospeev A.V. Deep electrical conductivity of East Siberia and the Far East of Russia. // Tectonophysics - 1995, - 245. P. 85-92.

O'Reilly S.I., Griffin W.L. A xenolith-derived geotherm for southeastern Australia and its geological implications. // Tectonophysics -1985, - 111. P. 41-63.

Padilha A.L., Da Costa I.V.G.M., Trivedy N.B. Upper crustal high conductivity layer in the interplate seismic province of NE-Brasil revealed by magnetotellurics: IAGA Symp. GAM. 1.8. «Electromagnetic Results Active Orogenic Zones», Vienna, Aug. 1991. // Acta Geological Geoph. et Mont. Hung.

- 1992. - 27, 1. P. 111-119.

Park A.K., Jiracek G.R., Johnson K.M. Magnetotelluric evidence for brittle-cruttle transition. Peninsular Ranged batholith, southern California. // Geoph. Res. Lett. - 1992. - 19, 1. - P. 2143-2146.

Pasquale V., Cabella C., Verdoya M. Deep temperatures and lithocpheric thickness along the European geotravers. // Tectonophysics. - 1990. - 176, 12. - P. 1-11.

Pellerin L., Hohmann G.W. Transient electromagnetic inversion: A remedy for magnetotelluric static shifts. // Geophysics. -1990. - 55, 9 - P. 1242-1250.

Pham V.N., Boyer D., Cazes M. Deep seismic and magnetotelluric sounding in nothern France. // Potent. Deep. Seismic profiling Hydrocarbon Exploration and Prod. Seis. Conf., Aries, June 19-23,1989 - Paris, 1990. - P. 105-116.

Pham V.N., Boyer D., Le Mouel J.-L., Cortillot V. Identification of magma chamber in the Goubbet-Asal rift (Djibouti) from a magnetotelluric experiment. // Earth anf Planetary Science Letters. - 1981, 52. - P. 372-380.

Pollack H.N., Chapman P.S. On regional variations of heat flow, geoterms and lithospheric thickness. // Tectonophysics - 1977, - 38. - P. 279-296.

Pospeev A.V., Pashevin A.M. Main features of deep structure of Siberian platform and its mountinous frame. // Russian-Norvegian Workshop III. Lake Baikal, August-September, 1993. Expanded abstracts. - P. 27.

Ritz M., Bondoux F., Herail G., Sempre T. A magnetotelluric survey in the northern Bolivian Altiplano. // Geophisical Research Letters - 1991. -18, 3.

- P. 475-478.

Robinson A.R. Progress if geophysical fluid dynamics. // Earth-Science Revew. - 1989. - 26, 3. - P. 191-219.

Sadoviak P., Wever Th., Meissner R. Deep reflectivity patterns in specific tectonic units of Western and Central Europe. // Geoph. J. Int. - 1991. - 105. -

P. 45-54/

Skokan C.K., Andersen H.T Deep long-offset transient electromagnetic surveys for crustal studies in the USA. // Phys. Earth and Planet. Inter. -1991. - 66, 1-2. - P. 39-50.

Spies B.R. Depth of investigation in electromagnetic sounding methods. / / Geophysics - 1989. - 54, 7. - P. 872-888.

Stanley W.D., Labson V.F., Nokleberg W.J., Csejtey B. (Jr), Fisher M.A. The Denali fault system and Alaska range of Alaska: Evidence for the underplated Mezozoic flysh from magnetotelluric surveys. // Bull. Geological Soc. Amer. -1990. - 102, 2. - P. 160-173.

Stanley W.D., Labson V.F., Nokleberg W.J., Csejtey В., Fisher M.A. Young C.T., Kitchen M. A magnetotelluric transect in the Oregon Coast Range. // J. Geoph. Res. B. - 1989. - 94, 10. - P. 14185-14193.

Stanley W.D., Mooney W.D., Fuis G.S. Deep crustal structure of the Cascade Range and surrounding regions from seismic refraction and magnetotelluric data // J. Geoph. Res. B. - 1990. - 95, 2. - P. 19419-19438.

Sternberg B.K., Washburne J.G., Pellerin L. Correction for the static shift in magnetotellurics using transient electromagnetic soundings. // Geophysics - 1988. - 53, 11. - P. 1459-1468.

Suhadolc P., Panza G.F., Mueller S. Physical properties of the lithosphere-asthenosphere system in Europe. Tectonophysics - 1990. - 176, - 1-2. - P. 123135.

Sun Jie. Электрическая структура земной коры и верхней мантии западной части провинции Юньнань и их связь с тектоническим строением земной коры. // Дичжэнь Дичжи = Seismol. and Geol. - 1989. - 11, 1. - P. 35-45.

Tikisik Metin 0. The deep resistivity structure of the North-Nothwest Anatolia // Turk Muhendislik Cevre Bilimleri Degr. - 1990. - 14. 4. - P. 598 -617.

Thayer R.E., Bjornsson A., Alvarez L., Hermance J.F. Magma genesis and crustal spreading in the northern neovolcanic zone of Iceland: telluric-magnetotelluric constraints. // Geophisical Journal of Royal Astronomic Society - 1981, - 61. - P. 423-442.

Torgensen T. Crustal-Scale Fluid Transport: Magnitude and Mechanism: Chapman Conf., June 4-8,1990 // Geophisical Research Letters - 1991. - 18, 5. - P. 917 - 968.

Wannamaker P. (Jr), Booker J.R., Filloux J.H., Jones A.G., Jiracek G.R., Chave

A.D., Tarits P., Waff H.S., Egbert G.D., Young C.T., Stodt J.A., Martinez M„ Law L.K., Yukutake T., Segawa J., White A., Green A.W. (Jr). Magnetotelluric observations across the Juan de Fuca subduction system in the EMSLAB project. // J. Geoph. Res. B. - 1989. - 94, - 10. - P. 14,111-14,125.

Wannamaker P.E., Booker J.R., Jones A.G., Chave A.D., Filloux J.H., Waff H.S., Law L.K. Resistivity cross-section through the Juan de Fuca subduction system and its tectonic implications. // J. Geoph. Res. B. - 1989. - 94, - 10. - P. 14,12714,144.

Wenzel F., Sandmier K.-J. Geophysical evidence for fluids in the crust beneath the Black Forest, SW Germany. // Earth-Science Reviews - 1992. - 32, -1-2. - P. 61-75.

Zhan Ping, Chouteau M. The use of magnetotellurics for mineral exploration: an experiment in the Chibougamau region of Quebec. // Can. Earth. Science - 1992. - 29, 4, - P. - 621-635.

Zorin Yu.A. Maximum thickness of the lithosphere and heat flow of continents. // Tectonophysics - 1989. - 164, 2-4. - P. 117-120.