2D- і квазі-3D-геоелектричні моделі земної кори та верхньої мантії як можливе свідчення недавньої тектонічної активності в західній частині Українського щита

Размещено на http://www.allbest.ru/

Размещено на http://www.allbest.ru/

Інститут геофізики, АН Чеської республіки, Бочні 11/1401, Прага 4-14131, Чеська республіка

Інститут геофізики ім. С.І. Субботіна НАН України, пр. Академіка Палладіна, Київ, 03142, Україна

2D- і квазі-3D-геоелектричні моделі земної кори та верхньої мантії як можливе свідчення недавньої тектонічної активності в західній частині Українського щита

Світлана Ковачікова

Ігор Логвінов

Віктор Тарасов

Анотація

геоелектричний аномалія корисний копалина

Мета представленої роботи - моделювання розподілу електропровідності в північно-західній частині Українського щита та вивчення взаємозв'язку геоелектричних аномалій із природними родовищами корисних копалин та з ознаками можливої тектонічної активізації довгоіснуючих систем розломів на щиті. Методологія досліджень базувалася на довгоперіодних магнітотеллурічних і магнітоваріаційних вимірюваннях у діапазоні періодів від 3-16 до 2500-3600 с. Густа мережа пунктів вимірювань дала змогу дослідити геоелектричну структуру сегмента Українського щита, обмеженого координатами 26°-30°Е та 48°-51,70К 2Б- та квазі-3Б-інверсії отриманих магнітотеллуричних та геомагнітних відгуків призвели до створення оглядових моделей питомого електроопору/провідності для території досліджень. В результаті на різних глибинах виявлені геоелектрично аномальні структури. Локальний характер провідників та їхнє положення вказують на їх зв'язок із нещодавно активованими зонами розломів, місцями їх перетину та з металогенезом. Докембрійський вік кристалічних порід досліджуваної території вказує на переважно електронний тип графітно-сульфітного походження підвищеної електропровідності, однак глибина провідних аномалій, їхня вертикальна протяжність і зв'язок з оновленими системами розломів можуть свідчити про генетичний зв'язок різних мінералів та їхнє подальше осадження з глибинною міграцією флюїдів. Наукова новизна. Отримані результати спрямовані на з'ясування глибинної будови та співвіднесення геоелектричних особливостей земної кори та верхньої мантії з системами розломів та родовищ різних корисних копалин, і самі собою можуть слугувати додатковим свідченням можливих тектонічних активізаційних процесів на досліджуваній території. Практична значущість. Представлені результати можуть принести економічну користь завдяки визначенню районів наявності мінеральної сировини, а у вивченні геодинаміки можуть сприяти оцінці природної небезпеки при картографуванні простягання тектонічно активних систем розломів.

Ключові слова: земна кора і верхня мантія, Східноєвропейська платформа, Український щит, електропровідність, мінералізація.

Svetlana Kovacikova, Igor Logvinov, Viktor Tarasov

Institute of Geophysics, Acad. Sci. Czech Republic, Bocni II/1401, Praha 4-14131, Czech Republic

Subbotin Institute of Geophysics. Nation. Acad. Sci. of Ukraine, 32, Palladia av., Kyiv, 03142, Ukraine

Area-wide 2D and quasi-3D geoelectric models of the earth's crust and upper mantle as a possible evidence of recent tectonic activity in the western part of the Ukrainian shield

Abstract

The purpose of the presented work was to model the electrical conductivity distribution in the northwestern part of the Ukrainian shield and to study the relationship of geoelectric anomalies with natural mineral deposits and with signs of possible tectonic activation of long-lived fault systems on the Shield. The methodology was based on long-period magnetotelluric and magnetovariational measurements in the period range of 3-16 to 2500-3600 s. The dense network of measurement sites made it possible to explore the geoelectric structure of the Ukrainian Shield segment limited by the coordinates 26°-30°E and 48°-51,7°N. 2D and quasi-3D inversion of the obtained magnetotelluric and geomagnetic responses resulted in the creation of overview models of electrical resistivity/conductivity for the territory of investigation. As a result, geoelectrically anomalous structures were identified at different depths. The local character of the conductors and their position indicate their connection with recently activated fault zones, their junctions and with metallogeny. The Precambrian age of crystalline rocks of the investigated area refers mainly to the electronic-type graphite-sulphite origin of increased conductivity, however the depth of conductive features, their vertical extent and their link to rejuvenated fault systems may indicate the genetic connection of various minerals and their subsequent precipitation with deep fluid migration. Originality. The obtained results aimed at clarifying the deep structure and correlating the geoelectric features of the earth's crust and upper mantle with fault systems and deposits of various natural mineral sources and in themselves they can serve as further evidence of possible tectonic activation processes in the studied area. Practical significance. The presented results can bring social benefits by identifying areas of mineral endowment, and in the field of geodynamics they can contribute to the assessment of natural hazard in mapping the course of tectonically active fault systems.

Key words: Earth's crust and upper mantle, East European Platform, Ukrainian Shield, electrical conductivity, mineralization.

Вступ

Докембрійські террейни вважаються тектонічно неактивними з моменту їх утворення, з товстою інертною літосферою і низьким тепловим потоком. Однак епізодично може відбуватися їхня реактивація, що проявляється ослабленням літосфери, аномаліями теплового потоку, гарячими джерелами, збагаченням розплаву з відповідними аномаліями густини, розломним омолодженням і несподіваною внутрішньоплитною сейсмічною активністю [Foley, 2008]. Такі явища задокументовані на різних стародавніх террейнах [Chattopadhyay, et al., 2020]. Нещодавня та сучасна внутрішньоплитна тектонічна активність може бути пов'язана з впливом післяльодовикової релаксації в районах, які пережили континентальну льодовикову історію [Wu, et al., 1999], з стиском, контрольованим взаємодією віддалених границь плит та його міграцією вздовж існуючих систем древніх розломів [Parfeevets & Sankov, 2018], з мантійною конвекцією [Wang, et al., 2015] та активацією давніх континентальних рифтових систем [Lough, et al., 2018].

Український щит (УЩ) являє собою відкритий фундамент докембрійської Східноєвропейської платформи (СЄП) (рис. 1). З північного сходу УЩ відділяється від кристалічного Воронезького масиву (ВМ) Дніпровсько-Донецькою западиною (ДДЗ), заповненою в палеозої потужними (до 16 км на південному сході) відкладами. Північне продовження ДДЗ сформоване Прип'ятською западиною (РБ). Далі УЩ оточує каледонська Волино-Подільська плита (УРБП) на заході, палеоген-неоге- нова Причорноморська западина (ПЧЗ) на півдні та герцинський Донецький кряж (ДК) на південному сході (рис. 1, а). Потужні осадові комплекси на північний захід від УЩ відомі як Волино-Поліський пояс (УРБП) (рис. 1, в).

Рис. 1. Розташування досліджуваного району (прямокутник)

Рис. 2. Мережа системи розломів УЩ (тонкі пунктирні лінії); зони недавньої активації (сірі зони) [Гордієнко та ін., 2020] та зони підвищеного теплового потоку (контури в мВт/м2) [Гордієнко та ін., 2002] (а); KCA (штриховий пояс) - Кіровоградська аномалія провідності [Гордієнко та ін. 2005]; Системи розломів і металогенія досліджуваної території [Байсарович та ін., 2002] (б): 1 - контур УЩ; 2 - контур Kpl, 3 - габро-анортозитове утворення (ядро Коростенського плутона); 4 - розломи, діючі за останні 3 млн років [Верховцев, 2006]: OM - Олевськ-Муравський; RT - Ратнів-Тернянський; ULM - Усть-Луг-Малинський; YV - Яворів-Волчанськський; XK - Хуст-Корецький; GVV - Гусятин-Володарськ-Волиньський; MC - Мурава-Чорнобильський; RN - Ракитнів-Новоархангельський; KY - Каширсько-Ялтинський; SO - Сокаль-Одеський; залягання мінералів з електронно-провідністю: 5 - рудні вузли [Байсарович та ін., 2002; Приходько, Приходько, 2005], 5а - прояв свинцево-цинкової мінералізації; 6 - графітоносні ділянки ПЗГР [Яценко, 1998]; 7 - розмежування ПУНГП

Щит перетинають глибокі розломні зони та шви (рис. 1, а, рис. 2), які поділяють його на мегаблоки. Найдавніші розломи на УЩ, що виникли в нео-археї, мають переважно північно-західно - південно-східну орієнтацію ([Рябенко, 1970; Соллогуб и др., 1980] та ін.). Орієнтовані з півночі на південь зони зсуву сформувалися на першому етапі палеопротерозою (РЛ1-І) [Богданова та ін., 2008]. Потім розломи СЗ-ПВ знову активізувалися в більш пізньому палеопротерозої (РЮ-ГГ). Система широтних розломних зон УЩ створена наприкінці палеопротерозою - початку мезопротерозою (РК1-РЯ2) [Гінтов, Пашкевич, 2010]. Між 1,8-1,47 млрд років в УЩ вторглися плутонічні структури, такі як Коростенський чи Корсунь-Новомиргородський плутони (рис. 1, а, б) [Богданова та ін, 2006].

Хоча ми вважаємо УЩ стабільною структурою, його активізація неодноразово відбувалося в герцинський, кіммерійський та альпійський час, супроводжуючись магматизмом, гідротермальними процесами, рудною мінералізацією, появою глибинних ксеночастинок у відкладах, підняттям та денудацією блоків і стоншенням кори [Гордієнко та ін., 2005; 2012]. Ознаки сучасної активності, такі як аномальний тепловий потік, густинні аномалії в мантії, від'ємні аномалії сейсмічної швидкості в земній корі, землетруси (особливо на південно-західній периферії щита), аномалії ізотопії гелію все ще спостерігаються, з найбільш значним проявом на північно-східній границі УЩ з ДДЗ та в самій западині, на південно- західній межі УЩ з УРБП та в центральній і східній частині щита (рис. 2, а) [Гордиенко и др., 2020 ]. USh - Український щит зі схилами (чорними штриховими ділянками); DDB - Дніпровсько-Донецька западина; DR - Донецький кряж; PD - Прип'ятська западина; VM - Воронезький масив; VPP - Волино-Подільська плита; EB-97 - Міжнародний сейсмічний профіль EUROBRIDGE'97; плутони: Kpl - Коростеньський; KNpl - Корсунь-Новомиргородський; густа пунктирна лінія - СЄП; південна границя; коричневі штрихові ділянки - зони швів: GSZ - Голованевськ; IKSZ - Інгулець - Кривий Ріг; OPSZ - Оріхів - Павлоград;

Досліджений район (прямокутник на рис. 1, а) (б):

1 - нульовий контур рифейських відкладів [Байсарович та ін., 2002] тектонічні елементи [Бурський та ін., 2007]: 2 - межі мегаблоків (римські цифри): I - Волиньський; II - Дністро-Бузький; III - Рось-Тікіцький; VPb - Волино-Поліський пояс; Ogs - Овруцький грабен-синкліналь: 3 - відклади габро-анортозитової формації; 4 - сумарна поздовжня провідність осадів (Ssed) у сименсах; 5 - графітоносні ділянки південо-західного графітоносного району (ПЗГР); 6 - розмежування Північно-Української нафтогазоносної провінції (ПУНГП) [Карта, 2004]

Серед інших ознак тектонічної активності центральна частина УЩ також проявляється помітною кіровоградською аномалією електропровідності (рис. 2, а), що простежується від Чорного моря на півдні та проходить через ДБР [Гордієнко та ін. 2005; 2006]. Вивчення розподілу електропровідності/питомого опору в Землі дає подальше уявлення про матеріальний склад і геологічну та тектонічну структуру надр Землі [Karato and Wang, 2013] і може слугувати ще одним індикатором наявності провідних мінералізованих рідин у розломних системах, вуглецевого матеріалу або часткового розплаву, пов'язаного з процесами активації.

Територія цього дослідження охоплює західну частину УЩ і характеризується заляганням родовищ мінералів з електронною провідністю (графіт, поліметали, благородні метали) [Щербак, Бобров, 2006], електропровідність яких істотно відрізняється від електропровідності кристалічних порід. На рис. 2, б представлені дані про металогенію регіону та системи розломів, що діють за останні 3 млн років [Верховцев, 2006]. У рудні вузли об'єднуються райони, де відомо більше трьох родовищ корисних копалин. Вузол I містить родовища Си, РЬ, Ті, Ьі, Вг, Бп; вузол II - Ті, Уп, Аи; вузол III - Ті; вузли IV і VI - Си; вузол У - Си, РЬ, 2п. Скорочення елементів відповідають окремим родовищам (збільшені літери відповідають близькості 2 родовищ). На території також знаходиться Північно-Західний графітовий район (РБГР) [Яценко, 1998], а також один із перспективних районів залягання вуглеводнів - Північноукраїнська нафтогазоносна провінція (ПУНП) [Карта, 2004] (рис. 1, в, рис. 2, б).

Геолого-геофізичні дослідження (в тому числі магнітотелуричні (МТ)) Українським державним геологорозвідувальним інститутом (УкрДГРІ) та Північною державною регіональною геологічною службою «Північгеологія» (ПДРГС) на території ПУНГП виявили найбільш перспективні з точки зору можливого скупчення вуглеводнів - Овруцький грабен-синкліналь і УРВ, що прилягає до РБ, де докембрійський фундамент занурюється під потужні товщі палеозойських відкладів (рис. 1, б). На цих ділянках сейсморозвідка виявила зони підвищеної тріщинуватості, занурення в сторону западини та за результатами формальної інтерпретації МТ зондування виявлено провідний шар у верхній частині кристалічного фундаменту, який відповідає зоні декомпресії порід [Трегубенко та ін. 2009]. Пізніше двовимірна інверсія даних МТ уздовж міжнародного сейсмічного профілю БШОВКГООБ'97 [Ільченко 2002; ТйуЬо, еї аі., 2003], що перетинає ПУНГП, дозволила ідентифікувати електрично аномальні структури, корелюючі з розподілом сейсмічних швидкостей Ур і пов'язані з зоною флангові розломи на південній окраїні РБ і в межах Ogs [Астапенко, Логвинов, 2014]. Лістричні розломи, виявлені в сейсмогеологічних розрізах, що перетинають РБ, вважаються маршрутом міграції вуглеводнів з території РБ до Ogs [Гарецький, Клушин, 1989].

Територія України охоплена численними геофізичними дослідженнями. Щільна мережа даних МТ, зібраних за останні 50 років, дозволила виявити електропровідні структури також на території УЩ [Ингеров и др., 1999; Гордієнко та ін., 2005; Логвінов, 2015]. На основі формальної інтерпретації кривих зондування МТ у північно-західній частині УЩ виявлено локальну аномалію електропровідності, пов'язану з Крі [Бурахович та ін., 1997]. 2Б-інверсія даних МТ для всієї території України на схід від довготи 25,4°Б, зібраних до 2017 р., дозволили виявити низку низькоомних структур у земній корі та верхній мантії цієї території [Логвинов, Тарасов, 2019]. Деякі з цих об'єктів добре узгоджувалися з вузлами концентрації рудних корисних копалин.

У попередніх роботах авторів геоелектричні параметри земної кори та верхньої мантії України оцінювали за допомогою 1D- та 2Б-інверсій даних МТ [Гордиенко и др., 2005; 2006; 2012; Логвинов, 2015; Логвинов и др., 2017; Логвинов, Тарасов, 2019]. На основі магнітоваріаційних даних (МВ, лише магнітні складові MT поля) за допомогою квазі-3Б-інверсії проаналізовано площинний розподіл інтегральної провідності (провідності S) земної кори Карпат та прилеглої частини СЄП [Kovacikova, et al., 2019]. Як наслідок, наявність численних структур з високою провідністю / низьким питомим опором (/<100 Ом-м) підтверджено в земній корі УРБП.

У цій роботі представлено результати 2D- оберненого моделювання з використанням TE, TM і TP даних MT в діапазоні періодів 1-3600 с вздовж мережі з 12 широтних і 16 поздовжніх профілів, що перетинають Kpl і Ogs (див. рис. 3, а) і квазі-3Б (тонкошарова) інверсія даних МВ в інтервалі періодів 100-900 с, що дає можливість оцінити геоелектричні параметри земної кори та верхньої мантії західної частини УЩ, обмеженої координатами 26°-30° E та 48°-51,7° N (рис. 1, а). У порівнянні з попередніми дослідженнями до 2017 року, більш щільна мережа та нові експериментальні дані дозволили нам зменшити крок між профілями. Метою роботи було з'ясувати розподіл питомого електричного опору та його інверсії - провідності, а також пояснити поведінку параметрів інтерпретації МТ, отриманих із МТ та МВ зондувань на досліджуваній території. Розподіл електрично аномальних об'єктів та їх кореляція з геологічними даними (асоціація з мережею систем розломів, металогенезом, родовищами графіту та вуглеводнів) призводить до міркувань про механізми їх утворення та взаємозв'язків і може сприяти відстеженню активних систем розломів та вивченню тектонічних систем, процесів у древніх районах з пробудженням тектонічної активності сьогодні або в недалекому минулому.

1. Геологія

Західну частину УЩ утворюють Волинський, Дністро-Бузький та Рос-Тікіцький мегаблоки [Claesson, et al., 2014] (рис. 1, в). Волинський домен переважно палеопротерозойського віку (PR1), складений гнейсами та кристалічними сланцями. У нього вторгається Коростенський плутон (Kpl), що утворився в нестабільний період розвитку платформи. Дністровсько-Бузький (а також Подільський) мегаблоки складаються з переважно архейсько-палеопротерозойських (AR-PR1) гранулітів, кварцитів і біотитових гнейсів з кристалічними сланцями, гранітами і мігматитами в нижньому розрізі. Рос-Тікіцький мегаблок на сході утворений переважно діоритами, базальтами та архейськими гнейсами та кристалічними сланцями у верхній частині розрізу.

На рис. 1, в та наступних рисунках межі щита позначені нульовим контуром рифейських відкладів (мезо-неопротерозойська послідовність РБ2-РБ3 геологічної шкали 1,65-0,65 млрд років, використана в стратиграфії СЄП протерозою). Такий підхід зумовлений наявністю значно молодших відкладів М^-К^ потужністю 50-250 м, що нерівномірно перекривають надкристалічні, ультраметаморфічні та інтрузивні породи, що належать до передбайкальського (передрифейського) фундаменту СЄП. На більшій частині досліджуваної території вік порід фундаменту протерозойський, і лише на півдні і сході трапляються архейські породи (рис. 3а). За даними Байсаровича та ін. (2002), ця ситуація відображає початок формування структур осадового чохла СЄП та пов'язана з нагромадженням континентальної темнозабарвленої теригенної формації (середній і верхній рифей) поліської серії (представлена глинистими породами, що залягають в основі, і товщами пісковиків і алевролітів над ними), що заповнюють УРБ. У межах Ogs нижня частина розрізу овруцької серії належить до рифею, а верхня частина складена рожевими кварцито-пісковниками з тонкими прошарками теригенно-ефузивних пірофілітових сланців.

Рис. 3. Геологічний розріз дорифейських порід [Байсарович и др., 2002] (а); глибина ерозійної дискордантності (АН) для північно-західної частини УЩ (в км) (б); 1 - нульовий контур рифейських відкладів; 2 - межі мегаблоку (римські цифри - див. рис. 1, в)

На УЩ відслонюються породи різних метаморфічних фацій архею (3,7-2,8 млрд років) до раннього і середнього протерозою (2,2-1,9 млрд років) (переважно амфіболіт, рідше грануліт, епідот-амфіболіт, зелені сланці). Рифейські породи зустрічаються обмежено лише на західному та південно-західному краях щита та в Ogs. Наступний текст посилається на роботу [Гордієнко та ін., 2005]. Дорифейські породи утворювалися в умовах тиску і температури, що відповідають інтервалу глибин 7-37 км. Здається, що ерозійний зріз (ДН) на щиті значний і сильно змінюється від регіону до регіону в залежності від різних амплітуд підняття. Типовий розподіл температури по глибині (тиску) для всієї кори УЩ (що відповідає умовам регіонального метаморфізму) побудовано у [Гарецький, Клушин, 1989]. Потім за картою метаморфічних фацій для УЩ було оцінено типовий інтервал глибин для кожної фації та субфації [Соболев, 1970; Усенко, 1982]. На рис. 3, б представлено фрагмент карти ерозійної дискордантної поверхні для УЩ [Гордиенко и др., 2005]. Контурні лінії проведено з кроком 5 км, що відповідає потрійній похибці визначення ДН. Волинський блок характеризується найменшими значеннями ерозійної дискордантності (менше 17 км), тоді як типові глибини для Дністро-Бузького блоку становлять понад 22 км.

Територія досліджень характеризується низкою унікальних геологічних особливостей. Найбільш вражаючим є середньопротерозойський (1,81,75 млрд років) Коростенський плутон (Kpl на рис. 1, в та рис. 2, та відповідна структура PR1-PR2 на рис. 3, а) у північно-західній частині щита, що належить до Волинської області і, на думку геологів, пов'язана з найбільш рухливою зоною, “гарячою точкою” кристалічного фундаменту. Ядро плутону зайняте утвореннями анортозиту і габро, оточене більш молодими гранітами типу рапаківі. Ширина зони контакту гранітів рапаківі з габроанортозитовими масивами не перевищує 1,2--1,5 км. Основними мінералами габро-анортозитового комплексу є титан і апатит. У північній частині Волинського блоку, що прилягає до Kpl, мезо-кайнозойські (Mz-Kz) ефузивні осадові відклади Ogs закладені на еродованій поверхні гранітів комплексу Kpl (PR3-Pz переважно субширотна структура на рис. 2а). Насправді, Ogs утворений трьома пов'язаними між собою западинами - центральна Овруцька (близько 110 км в довжину і 20 км в ширину) з широтним простяганням і меншими субмеридіональними Білокоровицькою, що примикає із заходу, і Вільчанькою на сході. У відкладах западини виявлено поклади благородних і кольорових металів. Одним із важливих факторів, які можуть пояснити природу аномалій електропровідності, є вміст графіту в кристалічних породах. ПЗГР є одним із великих графітових районів УЩ. За даними Яценка (1998), на Україну припадає близько 7,9 млн метричних тонн запасів графіту. Різні товщини і, отже, позірний електричний опір відображаються на карті електропровідності (інтегральної електропровідності) поверхневих відкладів Ssed, яка на УЩ не перевищує 10 S, тоді як рифейські відклади відповідають за її збільшення в 6-10 разів (рис. 4, б).

Рис. 4. Місця реєстрації МТ поля на УЩ і прилеглих ділянках (червоні точки) і сітка довготних та широтних інтерпретаційних профілів (лінії з назвами, що відповідають їхнім координатам) (а): ЕВ - МТ профіль вздовж Міжнародного сейсмічного профілю ЕиЕОВЕГООЕ'97. КІУ - Київська геомагнітна обсерваторія (зірка); СН - район радіоактивної зони Чорнобильської аварії (чорний квадрат); 1 - державний кордон України; 2 - кордон УЩ. Карта сумарної поздовжньої провідності осадів для досліджуваної території та МТ пункти (червоні кружки), використані для квазі-3Б-інверсії (б): мережа комірок розміром 15x15 км (білим кольором) для вибору ділянки для квазі-3Б-моделювання

2. Мета

Метою представленої роботи було створення квазі-ЗБ-геоелектричної моделі північно-західного сегмента УШ та аналіз зв'язку електропровідних структур із системами розломів, їх перетинів та пов'язаних з ними родовищ корисних копалин і зв'язку геоелектричних аномалій із тектонічною активністю внутрішніх систем розломів щита.

3. Експериментальні дані та геоелектричні методи дослідження

У представленій роботі ми використали дані МТ у діапазоні періодів від 1-16 с до 2500-3600 с, отримані кількома українськими та білоруськими пошуковими організаціями під керівництвом В. Трегубенка, А. Інгерова, В. Астапенка [Ingerov, et. al., 1999; Астапенко, 2012] та співробітників Інституту геофізики НАН України (ІГ НАНУ) (рис. 3). Детальний підсумок результатів наведено у [Гордиенко и др., 2005, 2012; Kovacikova, et al., 2016; Логвинов, 2015; Логвинов и др., 2017, 2020].

2Р-інверсія. Спочатку, експериментальні дані були проінтерпретовані за допомогою процедури оберненого моделювання (інверсії) 2D REBOCC вздовж окремих профілів, що перетинають область [Siripunvaraporn and Egbert, 2000]. У процедурі моделювання були використані криві МТ зондування та вертикальна магнітна передавальна функція. У попередніх роботах [Логвинов 2015; Логвинов, Тарасов, 2018, 2019; Логвинов и др., 2017, 2020] вся територія України була поступово пересічена густою сіткою 2D-обернених моделей.

Значення кривих зондування МТ, виконаних розвідувальними організаціями, оцінені з точністю, що зазвичай не перевищує 15 % по амплітуді і 3-5° по фазі. Оскільки більшість даних, що використовуються при моделюванні, отримано геологорозвідувальними організаціями, ми прийняли похибки, пропорційні потрійній похибці при визначенні кожного параметра моделювання в процедурі ЯЕВОСС: 0,1 для магнітних передавальних функцій, 10 % для фази імпедансу, 30 % для видимого питомого опору. Попередні дослідження виявили наявність низькоомних структур з різним простяганням. Оскільки криві зондування МТ, надані розвідувальними організаціями, були представлені лише для азимутів 0°і 90°, профілі інтерпретації були розташовані в широтному та меридіональному напрямках.

Густа мережа МТ-профілів і наступні результати 2Б-інверсії забезпечують просторове представлення розподілу провідності. Деталі методу описані в [Тарасов, Логвінов, 2020]. Звичайно, ми усвідомлюємо небезпеку представлення 3Б-структур за допомогою 2Б-результатів. Останнім часом обернене 3Б-моделювання набуло широкого поширення в геоелектричних дослідженнях (наприклад, [8ігірццуагарот, й аі, 2005; КеіЬегї, й аі., 2014], однак це відома нелінійна задача з низкою невідомих вхідних параметрів інверсії. Представлена процедура дає загальне уявлення про розподіл геоелектрично аномальних об'єктів на великій території і може служити проміжним кроком на шляху до завершення детального 3Б-моделювання окремих структур.

Район побудови об'ємної геоелектричної моделі включав територію північно-західного сегмента УЩ і прилеглу з заходу частину УРВП (26°- 30° сх. д., 48°-51,7° пн. ш.). Моделювання виконано вздовж 28 профілів (рис. 4, а), довжина яких (256-421 км) визначалася наявністю точок, що потрапляють у смугу профілю шириною близько 10-15 км. Відстань між широтними профілями становила близько 20 км з мінімальною 15,5 і максимальною 44 км. Мінімальна та максимальна відстань між довготними профілями становила 10,5 та 48 км відповідно. Для кожного профілю використовували дані 10-32 точок та 9-11 періодів (в діапазоні 1-3600 с). За вибору точок, придатних для моделювання, були дотримані такі умови: відповідно до застосованої процедури детально описано в [Логвинов, 2015], вибір кривих МТЗ був зумовлений наявністю фаз імпедансу. Кількість параметрів інтерпретації для кожного з режимів ТЕ, ТМ та ТР становила щонайменше 75 % використовуваного діапазону частот. При інтерпретації були використані магнітотеллуричні дані в 445 точках із майже 690 точок, наявних на території західної частини УЩ та прилеглої частини УРВП.

Крок по горизонталі змінювався від 3 до 10 км відповідно до густоти точок спостережень на профілі. Крок по вертикальній осі для всіх профілів становив 100-500 м для верхніх 2 км і 1000-4000 м для інтервалу глибин 2-50 км. Нижче крок варіювався від 8 до 30 км. Застосований діапазон частот МТ даних (від 1-16 до 2500-3600 с) і довжини профілю (256-421 км) дозволили створити обґрунтовану геоелектричну модель, що досягає глибини 110 км. Порівняно з попередніми результатами (до 2017 р., цитовані вище), у цій роботі були використані нові експериментальні геоелектричні дані, включаючи записи, отримані у 2019 р., та точні координати точок спостережень, отримані геологорозвідувальними організаціями. При складанні вихідної інтерпретаційної моделі по всіх профілях була використана апріорна геолого-геофізична інформація про будову регіону. Потужність осадового чохла на території Республіки Білорусь розрахована за даними [Махнача та ін., 2001]. При уточненні вихідних моделей значення 8е(1 для відкладів РБ брали за [Астапенко, 2012], а для УЩ за [Трегубенко та ін., 2009]. МТ зондування засноване на електромагнітній індукції в провідних середовищах, тому найбільша частина інформації про наявність провідних структур міститься в поздовжніх кривих МТ зондування (режим ТЕ) і вертикальних магнітних компонентах (режим ТР). Враховуючи це, моделювання розпочалося з використанням параметрів інтерпретації ТЕ та ТР. Отримані моделі з найменшими середньоквадратичними значеннями (середні квадрати) значення для кожного режиму використовувалися для подальшого моделювання з двома або більше режимами.

Квазі-3Р-інверсія методом тонкого шару. У 2Б-моделюванні значна кількість вертикальних магнітних відгуків не була включена. Деякі точки, в яких були доступні магнітні реакції, не потрапляли на пояси профілів 2Б-моделювання. Інші не були використані, оскільки кількість точок із визначеними магнітними відгуками на профілях не задовольняла вимозі мати щонайменше 70 % даних режиму ТР. Метою застосування цього моделювання було: 1) уточнення просторового положення аномальних об'єктів, що пояснює поведінку вертикальної магнітної передавальної функції в досліджуваній області, 2) порівняння результатів з моделями 2Б-інверсії'. Процедура заснована на інтерпретації чисто магнітних компонент МТ поля та на тонкошаровому підході, тобто виходячи з припущення, що шари земної кори та верхів мантії є досить тонкими порівняно з довжиною хвилі та глибиною проникнення періодів прикладеного МП- поля і можуть розглядатися як тонкі плівки. У квазі-3Б-моделюванні параметрами інтерпретації були одностанційні вертикальні магнітні передавальні функції, компоненти дійсного (Сц) та уявного (Су) векторів індукції, що вказують на співвідношення між трьома компонентами магнітного поля в частотній області. У цій роботі були використані вектори індукції за умовою Візе. Детальний опис техніки інверсії наведено у [Коуасіко- уа, еї аі., 2005] і застосовано до досліджень МТ в Україні у [Гордиенко и др., 2005, 2006, 2012].

Зона квазі-3Б-моделювання була обмежена довготами 26-31,2°Е та широтами 48-52°К Для визначення зони моделювання всю західну частину СЄП на території України було поділено на квадрати зі стороною 15 км та зону з найбільшою густотою точок із записаними даними (доступні в 275 клітинках із загальної кількості 652, що складало 42 %) (рис. 4, б). За результатами 2Б-моделювання (див. Результати моделювання), глибина до вершини провідних структур земної кори коливається в інтервалі глибин 3-30 км, а їх центральні частини розташовані на глибинах 11, 16, 20 і 30 км. Враховуючи значення Ssed для УЩ, можна очікувати, що вже на періоді 100 с провідні структури, розташовані на глибинах менше 10-11 км, можуть дати внесок у поле МТ. Тому розрахунки проводили для періодів 100, 400 і 900 с. Кількість клітин, що оточують зону моделювання, становила близько 25 %. Хоча за картою Ssed (рис. 4, б) підповерхневі породи здебільшого непровідні, для оцінки впливу провідних відкладів на краях щита було виконано двошарову інверсію з першим поверхневим шаром з фіксованою провідністю і другим шаром з невідомим S. Параметри вхідної Ш-моделі зверху вниз були такими: 1-й шар товщиною 0,5 км відповідає плівці з фіксованою провідністю Ssed (рис. 4, б) [Semenov, et al., 2008; Логвинов, 2015]; 2-й шар товщиною 10,5 км з електропровідністю 0,001 см/м; 3 - аномальна тонка плівка (результат інверсії); 4 - 100 км з провідністю 0,00333 см/м; 5-100 км з провідністю 0,01 см/м; 6 - півпростір з провідністю 0,001 см/м. Глибина аномального шару 11 км була обрана з урахуванням результатів 2Б-моделювання та аналізу розподілу еквівалентного струму для еквівалентного шару, розташованого на різних глибинах [Banks, 1979; Kovacikova, et al., 2005]. Глибше плавний розподіл функцій струму стає нестійким, що свідчить про перехід поля нижче верхньої межі джерела. Вибір нормальної провідності на краях тонкої плівки показав, що найбільш задовільним значенням було 400S.

4. Результати моделювання

Результати 2Р-моделювання. Перш ніж перейти до обговорення результатів моделювання, необхідно оцінити міру узгодження спостережуваних і модельних даних. На рис. 5 показано середньоквадратичне значення для всіх профілів. Позначення на графіках відповідають середньоквадратичним значенням: загальне - загальна розбіжність з урахуванням використання всіх 6 параметрів інтерпретації; невідповідності значень: видимий питомий опір ТЕ і ТМ - ТЕ-Яйо (ТМ-Яйо) і фази імпедансу - ТЕ-фаза (ТМ-рйа8е); дійсна та уявна частини магнітних відгуків - ТР-Си (ТР-Су) для всіх точок і всіх періодів. Міжнародна практика використання процедури інверсії БЕБОСС показує, що хороша апроксимація експериментальних даних двовимірною моделлю спостерігається при середньоквадратичних значеннях, що не перевищують 2-2,2. Серед поздовжніх лише для профілів 29,2° і 29,93° значення середньоквадратичного значення дещо перевищує заданий інтервал. Серед широтних профілів середньоквадратичне значення перевищує 2,2 для профілів 48,32°, 49,4° і 51,7°. Невідповідність ТЕ-Яйо на всіх профілях нижча за 2,2, тоді як ТЕ- фаза перевищує це значення для трьох поздовжніх і шести широтних профілів. Середньоквадратичне значення для режиму ТР перевищує вказане значення лише на профілі 29,34°. Найбільша кількість профілів із середньоквадратичними значеннями, що перевищують значення 2,2, виникає для ТМ-фази. Наведені вище середньоквадратичні значення вказують на досить хорошу відповідність між параметрами інтерпретації 2Б-моделі. Звернемо увагу, що середньоквадратичне значення, що не перевищує 2-2,2, означає, що середньоквадратичне значення для всіх точок і всіх періодів для кожного режиму менше зазначеного значення в 75 % випадків.

Рис. 5. Середньоквадратичні відхилення для довготних (a) та широтних (б) 2Б-профілів моделювання

Рис. 6. Розподіл питомого опору в різних шарах земної кори та мантії:

На рис. 6 показана модель розподілу на різних рівнях глибини, отримана за допомогою спільного використання режимів ТЕ, ТР і ТМ. На всіх профілях моделі виділяються зони з ^><120 Ом-м. Такі значення р значно менші за загальноприйняті значення для кристалічних порід земної кори. Їхні контури практично збігалися з площами з р<60 Ом-м. Назвемо їх об'єктами зниженого опору (ОЗО). Відомо, що методи МТ не мають сильної роздільної здатності по відношенню до високоомних порід, отже, зміни у високих значеннях опорів відображаються в розрізах зонами зі значеннями в інтервалах 40-120, 120-3000 і більше 3000 Ом-м (так звані високоомні об'єкти ВОО).

За результатами лабораторних експериментів на постійному і змінному струмі питомий опір порід, що складають кристалічний фундамент земної кори і верхню мантію на глибину 100-200 км, досягає сотень Ом-м. У їх скелеті присутні включення, що знижують питомий опір порід - ділянки з підвищеною пористістю, що містять мінералізовану воду, збагачену рудними мінералами, графітизовані породи, флюїди та частково розплавлені породи.

Сьогодні через нерівномірну густоту точок спостережень важко упевнено детально оцінити геоелектричні характеристики аномальних об'єктів. Для обґрунтування розмірів зображуваних на розрізах об'єктів використовувалися рекомендації та вказівки щодо створення карт, викладені в підручниках з картографії ([Салищев, 1987] та ін.). Враховуючи щільність профілів моделювання, можна вибрати масштаб карти доступних точок МТ спостережень, що дорівнює 1:2 000 000. Виходячи з вищесказаного та враховуючи існуючі норми для геофізичних карт (Саліщев, 1987), мінімальні розміри для об'єктів, виділених на ділянках, можуть становити більше 100 км2. Найменш достовірні дані отримано для південної окраїни УЩ та східної довготи 29,3°E. У першому з цих напрямків не вистачає експериментальних даних (а наявні характеризуються кривими МТ зондування в обмеженому діапазоні періодів та відсутністю фаз імпедансу та магнітних відгуків). Область, обмежена координатами 29,3°-31°E і 51,2°-52°N, відноситься до обмеженої зони аварії на Чорнобильській АЕС (білий верхній правий кут на рис. 6; див. рис. 1, а, рис. 4).

Отже, розглянемо розподіл геоелектричних параметрів відповідно до схем потужностей шарів земної кори (ліворуч на рис. 6, а, б та в) (за [Гордиенко и др., 2005]), нанесених за даними сейсморозвідки по регіональних профілях. Традиційно розглядаються три шари: “гранітний” (Vp до 6,4 км/с), “проміжний” (Vp до 6,8 км/с) і «базальтовий» (до межі Мохо, Vp до 7,2 км/с).

Як випливає з розподілу р на рис. 6, на жодній ділянці до глибини 105 км не спостерігається суцільних провідних шарів. Кількість і розміри локальних структур з низьким опором змінюються в залежності від глибини. У “гранітному” шарі кількість ОЗО раптово зменшується на межі з проміжним шаром. Далі в проміжному шарі спостерігається збільшення кількості ОЗО з глибиною (до 18 км). У “базальтовому” шарі кількість ОЗО не збільшується, але з'являється декілька великих структур. Найбільш виражені вони на глибинах мантії в інтервалі приблизно 50-70 км (рис. 6, г). У просторовому плані найбільша кількість провідних структур у всіх інтервалах глибин залягає у Волинському блоці (І) УЩ, а саме в нижній корі та верхній мантії. Деякі ОЗО пов'язані з районом Рось-Тікіч (III) поблизу його кордону з Дністро-Бузьким (II) блоком. Найменше структур проявляється на західній границі УЩ та в Дністро-Бузькому блоці. Найбільшу частину досліджуваної території займають високоомні породи. Незважаючи на різний літологічний склад порід, що відслонються на розрізі превенду (найпізніший етап неопротерозою до початку кембрію 650-543 млн років), питомий опір порід на більшій частині території на всіх рівнях глибини не перевищує 3000 Ом-м. Аналіз показує, що площа, яку займають блоки з найбільшим питомим опором (Ср> 3000 Ом-м) значно зменшується з глибиною. Найбільший їх прояв зафіксовано в “гранітному” шарі. Разом з тим, у західній частині УЩ між широтами 49,5°-51° пн. ш. ВОО ще присутні на всьому досліджуваному діапазоні глибин.

Результати квазі-3Р-моделювання. Підфігури а, б і в на рис. 7 показують моделі провідності для трьох періодів 100, 400 і 900 8 відповідно, разом з відповідністю зареєстрованого та модельного векторів індукції. На рис. 7, г представлено порівняння розподілу питомого опору (2Б-інверсні моделі) на глибині 10 км та розподілу провідності в тонкому шарі (квазі-3Б інверсія), отриманого в результаті спільної інверсії для всіх трьох періодів. У більшості випадків ОЗО та елементи високої провідності розташовані в тих самих областях. Лише в центральній частині досліджуваної території (між довготами 28° та 29°Е та широтами 50,5° та 51°Щ провідні структури за тонкоплівковою моделлю не супроводжуються ОЗО, що виникають у результаті 2Б-інверсії. Розбіжність просторових розмірів аномальних структур в обох моделях можна пояснити, беручи до уваги відмінності в розмірах комірок в обох підходах до моделювання.

Методика глибинного геомагнітного зондування слабо чутлива до особливостей розподілу зон високого питомого опору, оскільки ЕМ-індукція в таких структурах не виникає, а отже, магнітоваріаційні аномалії МП поля там не з'являються. Тим не менше, порівняння результатів двох методів показує (рис. 7, г), що об'єкти підвищеної провідності Б розташовані за межами блоків високо - омних порід, визначених двовимірним моделюванням. Оскільки квазі-3Б-інверсія дозволила отримати модель ширшої області, за всіма трьома досліджуваними періодами, на схід від довготи 30° Е, бачимо помітний кондуктивний ефект від Голованевської шовної зони, яка, тим не менш, знаходиться за межами нашої досліджуваної території (див. рис. 1, а), розмежовуючи зі сходу Дністро-Бузький і Рось-Тікіцький домени. Аномальні особливості шва досліджувалися в різних роботах (наприклад, [Анциферов и др., 2011; Ширков и др., 2017]), і його природа може бути пов'язана з тектономагматичною активацією та транспортом флюїдів у корі та мантії.

Рис. 7. Розподіл провідності для періодів 100 (a), 400 (б) і 900 s (в) відповідно в тонкому шарі на глибині 11 км (квазі-3Б-інверсна модель) та зіставлення спостережених (чорний) та модельних (зелений) дійсних векторів індукції; г - спільний розподіл провідності для періодів 100+400+900s та його порівняння з розподілом структур з високим і низьким питомим опором на відповідній глибині, отриманим з 2Б-моделювання

5. Дискусія

Природа аномалій електропровідності пов'язана з підвищеним вмістом у гірських породах провідників електронного або іонного типу, що, в свою чергу, пов'язано з тектонічними процесами на Землі. Провідники електронного типу представлені мінералами, що містять поліметали і графіт, до йонних провідників належать частково розплавлені гірські породи, мінералізовані води та рідини (підвищена концентрація яких може виникати в зонах розломів). У регіонах з активною тектонікою провідники земної кори та верхньої мантії часто асоціюються з транспортом рідини або частковим розплавом (для всіх інших, [1о4іске, еї аі., 2006]). З іншого боку, в стародавніх стійких щитах через мілонітизацію в зонах древнього зсуву та низьку пористість високометаморфічних порід, втрата рідини відбувається під час деформації, а існування низькоомних структур у земній корі та верхній мантії кристалічних террейнів, швидше за все, пов'язане з вмістом сульфіто-графіту в метаосадах і метавулканітах високих метаморфічних стадій, а також в основних і ультраосновних породах (наприклад, [Korja, et al., 2002; Bouzid, et al., 2015; Yin, et al., 2014; Каплун 2018; Сарафян та ін., 2018; Маллесварі та ін., 2019]).

Відповідно до моделі породного складу земної кори розглянутої території на основі аналізу фізичних властивостей зафіксовано збільшення основності гірських порід з глибиною [Гордієнко та ін., 2005]. За даними лабораторних досліджень різних мінеральних комплексів архейського та протерозойського віку порід УЩ їх питомий опір досягає десятків тисяч Ом-м [Шепель, 2003]. Варто зазначити, що лабораторні вимірювання проводяться на зразках гірських порід, відібраних із комплексів, відслонених на земній поверхні, тобто не враховуються можливі зміни мінерального та агрегатного складу гірських порід, які відбуваються на великих глибинах. Зафіксовані геоелектричні дані свідчать про те, що в земній корі спостерігається поширення ділянок гірських порід з ^><3000 Ом-м (рис. 6) з глибиною, що (за лабораторними даними) важко пояснити ефектом підвищення температури з глибиною. Для пояснення цього факту необхідно припустити збагачення глибинних порід провідними включеннями, що знижують електропровідність великих об'ємів порід. Локальний характер провідних об'єктів і розташування металогенних зон (див. рис. 2, б) можуть свідчити про їх зв'язок із зонами розломів. При подальшому аналізі були використані лише регіональні особливості геоелектричних параметрів. Метою аналізу було показати можливий зв'язок виявлених провідних структур з регіональними тектонічними елементами та металогенезом. Спостережувані аномалії провідності відобража ють сучасний стан глибинної структури Землі, тому логічно порівняти структуру провідності з розломами, активними за останні 3 млн років (рис. 2, б, рис. 8).

За геологічними оцінками [Гурский и др., 2003], потужність окремих свит і серій протерозойських порід коливається в давніх осадових структурах від кількох сотень метрів до 8 км. Глибина розробки родовищ корисних копалин не перевищує 1 км. Відповідно до цих аргументів і роздільної здатності геоелектричного моделювання (розміри ОЗО не можуть відповідати родовищам корисних копалин), порівняння проводилося з використанням горизонтальних геоелектричних розрізів на глибинах, де розташовані центральні ділянки ОЗО (рис. 8). На відміну від південної межі УЩ [Logvinov and Tarasov, 2018], чіткого зв'язку між структурами з низьким питомим опором і західною границею УЩ (за нульовим контуром дорифейського фундаменту) немає.

Рис. 8. Співвідношення геоелектричних параметрів з металогенією і розломною тектонікою: а, б - у гранітному шарі; с - у горизонті нижньої кори та верхньої мантії. а - інверсна квазі-3Б-модель, спільна для періодів 100-400-900 8 для тонкого шару на глибині 10 км; б, в - моделі, розраховані за допомогою 2Б-інверсії. Геологічна та тектонічна інформація - див. рис. 2, б. Чорні хрести на субрисунках (а) і (б) - землетруси з глибинами вогнищ у відповідних інтервалах глибин (Сейсмологічні бюлетені України за 2002-2016 рр.)

Уздовж границі УЩ між широтами 49,5° і 50,5° пн. ш. нижче глибини 14 км можна виділити витягнуту зону високого питомого опору. Північна та північно-західна окраїна УЩ (попадає в нафтогазоносну провінцію ПУНГП, див. рис. 1, в, рис. 2, б) відзначається аномаліями електропровідності не лише на неглибоких рівнях, що відповідають осадовому заповненню Ogs, УРБ та РБ (де товщина осадових товщ сягає 6 км), але ще глибше, в моделі провідності тонкого шару (глибина 11 км) і в 2Б моделях на різних глибинах, ймовірно, пов'язано з міграцією вуглеводнів уздовж розломів флангу РБ.

Хоча картина розподілу геоелектричних параметрів на рис. 8 виглядає досить складною, можна спостерігати концентрацію аномальних структур провідності/опору вздовж окремих розломів і на їхніх перетинах (з якими часто пов'язують родовища корисних копалин електронного типу) на різній глибині.

Перейдемо до аналізу поздовжньої розломної Олевсько-Муравської зони. Уздовж розлому та на його перетині з іншими розломами, є ряд родовищ, зосереджених у I вузлі, свинцево-цинкова та інша мінералізація і графітоносна зона ПЗГР. У верхній частині “гранітного” шару, до глибини 79 км між 49° і 51° північної широти, кілька високоомних структур перетинають ОМ. Глибше 10 км, до глибини мантії, резистивні блоки практично зникають і з' являються провідні структури, одна з яких досить добре узгоджується з однією з графітоносних ділянок і рудною мінералізацією (перетин ОВ з широтним і двома діагональними розломи приблизно на 50° північної широти). Інша провідна структура з'являється вздовж розлому приблизно на 51° північної широти (знову пов'язана з поєднанням розлому та однієї з областей, що містять графіт) у моделі тонких шарів (рис. 8, а) на глибині 11 км, хоча її не видно в модельних розрізах питомого опору (результати 2Б-моделювання, рис. 8, Ь, с).

На досліджуваній території є три широтні розломні зони. Вище глибини 9 км ВОО з'являються вздовж Ратнів-Тернянської зони та північного боку КР1. Поодинокий об'єкт також з'являється в інтервалі глибин 18-24 км. Локальні структури, що виникають в інтервалі 11-24 км, утворюють одну широтну низькоомну структуру вздовж усієї зони розлому на глибинах 30-74 км. На глибині понад 7 км і досягаючи 32 км, місцеві ОЗО виникають уздовж Устилузько-Малинської зони, розташованої південніше. Одна з них, мабуть, пов'язана з основною структурою КР1, деякі з них поширюються на вузол II та графітоносну область ПЗГР. В інтервалі глибин 16-30 км об'єкти утворюють широтний ланцюг. В інтервалі глибин 3590 км ОЗО утворюють широтну зону, що простягається від західного схилу УЩ до перетину з розломом ОУ. Місцеві об'єкти, пов'язані з металогенезом, можна виділити на різних ділянках Яворівсько-Вовчанської зони, часто на перетині кількох розломів. Деякі провідні структури, мабуть, розташовані на периферії графітоносних ділянок (більше глибини 14 км, рис. 8, а, Ь). Глибше 30 км з'являється високоомний блок.

Серед трьох розломів простягання північний захід - південний схід найбільш повно за геоелектричними параметрами узгоджується Ракитново-Новоархангельський. Уздовж зони розлому БМ залягають переважно поклади титану. У південно-східній частині розташований найбільший високоомний блок, що містить одну з груп родовищ Ті. Кількість і просторова протяжність об'єктів зменшується з глибиною, а на глибині більше 25 км вони зникають. У різних частинах зони на південний схід від 51° пн. ш. до глибини 35 км виділяються локальні провідники, які можна по- в'язати з розломом. Ряд родовищ поліметалевої мінералізації (переважно міді) пов'язаний з Камінь-Каширсько-Ялтинським розломом. Уздовж простягання розлому з'являється декілька локальних високоомних блоків, які не співвідносяться з розташуванням поліметалевих відкладів, чергуються з ОЗО, деякі з яких корелюють з родовищами металів. У нижній корі та верхній мантії ОЗО зосереджені на перетині кількох розломів.

Хоча жодні помітні геоелектричні аномалії не збігаються безпосередньо з самим Сокальсько-Одеським розломом, провідна структура з' являється вздовж розлому 80, але далі на південь (в деяких джерелах Подільський розлом, напр. [Карта..., 1988]), що відповідає опущеному краю УЩ на південний захід та його межі з УРР (рис. 8, а). Площа збігається з одним із максимальних вертикальних піднять на УЩ за останні 3 млн років (досягає 100 м) і корелює із зоною підвищеного теплового потоку, що досягає 60 мВт/м2 (див. рис. 2, а), що, за даними [Гордиенко и др., 2005, 2012], не виключає часткового плавлення в інтервалі глибин між 35 км і границею Мохо і флюїдів, що затримуються між шарами.

За даними Сейсмологічних бюлетенів України за 2002-2016 рр. помірна сейсмічність на досліджуваній території спостерігається на західному кордоні УЩ та УРР (рис. 8, а, Ь). Події з магнітудами за довжиною запису М^3 відбуваються на глибинах менше 10 км (з двома подіями на глибині 10 км), вони також локалізуються між розломами в УУ і 80 (за винятком однієї події поблизу ХК) і, очевидно, відбуваються вздовж зони розлому 80, хоча на південь від приповерхневого прояву розлому він продовжується (розлом опускається на південний захід). Здається, вони пов'язані з провідниками, але оточують найбільш провідні ділянки. Така поведінка, пов'язана з міграцією рідин у зонах розломів, була описана, наприклад, у [Unsworth аМ Ве^08іап, 2004] та відома в тектонічно активних регіонах (наприклад, [8геЬгоу,, еї аі., 2018; Ковачикова и др., 2016, 2019]. Асейсмічність решти регіону може бути пов'язана з тим, що перевищення рівня критичних напружень (стосовно міцності гірських порід) ще не досягнуто.

Значна кількість родовищ мінералів електронної провідності приурочена до перетину розломів південно-західного простягання з іншими зонами розломів. Почнемо аналіз із Муравсько-Чорнобильської зони розлому. На його перетині з розломом КУ можна спостерігати чергування високоомних і низькоомних об'єктів у різних інтервалах глибин земної кори та верхньої мантії. Подібне поєднання об'єктів високого та низького питомого опору спостерігається також на ділянці його перетину з розломами ЯК та УУ. Можна вважати, що ОЗО вздовж розлому МС узгоджуються з ПЗГР на глибинах понад 35 км. Металовмістні мінерали асоціюються з Гусятин-Володарськ-Волинською зоною розломів лише на північний схід від вузла її перетину з розломами УУ і ОМ. До цієї зони на глибинах до 20 км (з максимумом провідності на глибині 9-12 км) приурочений ланцюг низькоомних об'єктів. Хуст-Корецький розлом перетинає досліджувану територію на відносно короткому відрізку, тому його геоелектричні параметри доступні лише в обмеженому обсязі. Високоомні об'єкти розташовані поблизу його перетину із зоною розлому иЬМ та однією з областей, що містять графіт. Зона перетину ХК з розломом КУ корелює з рудним вузлом VI і супроводжується локальними геоелектричними неоднорідностями на різних інтервалах глибин.

Як випливає з наведеного вище аналізу, більшість ідентифікованих провідних елементів, мабуть, контролюються зонами розломів і, як і концентрації мінералів, пов'язані з перетинами розломів. Спостережуваний розподіл геоелектричних параметрів сильно залежить як від густоти точок спостережень, так і від параметрів інтерпретації. Цей висновок добре видно при порівнянні геоелектричних параметрів, отриманих за допомогою 2Б- і 3Б- моделювання (рис. 7, й, рис. 8). Розташування корисних копалин, відображені на картах, відносяться до верхніх рівнів земної кори, розміри родовищ та зон високого вмісту мінералів з електронною провідністю рідко перевищують перші кілометри [Металічні..., т. I, 2006]. Найбільшими є утворення з високою концентрацією вуглецевого матеріалу в кристалічних породах раннього протерозою. Середня оцінка концентрації корисних копалин у межах РБР становить 0,5-1 % [Яценко, 1998], середній вміст графіту в окремих родовищах становить 4,66,7 % [Металічні., т. II, 2006]. Поширення графітизованих зон на глибину неясне. Ерозійна незгідність коливається від 13-18 км у центральній частині УЩ до приблизно 30 км на захід від довготи 30°Е (рис. 3, б), що свідчить про те, що графітизовані породи на сусідніх ділянках утворюються на глибинах, що відрізняються на 10 км і більше, тому графітизація, зафіксована в підповерхневих зонах, може продовжуватися на значних глибинах.