Бесплатный автореферат и диссертация по наукам о земле на тему
Формирование подземных флюидов Большого Кавказа и его обрамления в связи с процессами литогенеза и магматизма
ВАК РФ 25.00.09, Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых
Автореферат диссертации по теме "Формирование подземных флюидов Большого Кавказа и его обрамления в связи с процессами литогенеза и магматизма"
□□3456362
На правах рукописи
Лаврушин Василий Юрьевич
ФОРМИРОВАНИЕ ПОДЗЕМНЫХ ФЛЮИДОВ БОЛЬШОГО КАВКАЗА И ЕГО ОБРАМЛЕНИЯ В СВЯЗИ С ПРОЦЕССАМИ ЛИТОГЕНЕЗА II МАГМАТИЗМА
(25.00.09 - геохимия, разведка месторождений полезных ископаемых)
АВТОРЕФЕРАТ диссертации на соискание ученой степени доктора геолого-минералогических наук
о 5 ДЕК 2008
Москва-2008
003456362
Работа выполнена в Учреждении Российской Академии Наук Геологическом институте РАН (ГИН РАН)
Научный консультант: доктор геолого-минералогических наук Поляк Борис Григорьевич (ГИН РАН, г. Москва)
Официальные оппоненты:
доктор геолого-минералогических наук, профессор
Гричук Дмитрий Владимирович (кафедра Геохимии МГУ им. М.В .Ломоносова)
доктор геолого-минералогических наук, профессор
Киссин Иснау Гаврилович (ИФЗ РАН им. О.Ю.Шмидта, г. Москва)
доктор геолого-минералогических наук, профессор Холодов Владимир Николаевич (ГИН РАН, г. Москва)
Ведущая организация: Учреждение Российской Академии Наук Дальневосточный Геологический институт (ДВГИ) ДВО РАН, г. Владивосток.
Защита состоится: 23 декабря 2008 г в 14 часов 30 минут на заседании диссертационного совета Д 002.215.02 при Геологическом институте РАН по адресу: Москва, Пыжевский пер. 7, конференц-зал (4 этаж)
С диссертацией можно ознакомиться в библиотеке геологической литературы Секции наук о Земле по адресу: Москва, Старомонетный пер., 33 (здание ИГЕМ РАН)
Автореферат разослан: 20 ноября 2008 г.
Отзывы на автореферат, заверенные печатью, в 2-х экземплярах просим направлять по адресу: 119017, Москва, Пыжевский пер. 7, Геологический институт РАН, ученому секретарю диссертационного совета Садчиковой Т.А.
Ученый секретарь диссертационного совета кандидат геолого-минералогических наук e-mail: tamara-sadchikova@yandex.ru
Актуальность исследований. Работа проводилась в соответствии с приоритетными направлениями исследований ОНЗ РАН «Флюиды в земной коре и мантии Земли» (2002-2006 гг.) и «Изучение вещества, строения и эволюции Земли ... методами геохимии...» (2007-2011 гг.) и затрагивает целый ряд фундаментальных проблем. Определение изотопного состава гелия, который указывает на соотношение генетически различных компонентов этого газа в природных объектах [Мамырин и др., 1970; Озима, Подосек, 1987; Поляк, 1988; Прасолов, 1990], позволило уточнить источники вещества и обстановки формирования разнотипных подземных флюидов. Не менее важным для этого является определение роли взаимодействия в системе «вода-порода» в формировании геохимических особенностей подземных вод и газов, как горных сооружений, так и осадочных бассейнов складчатых областей. В сумме эти исследования дают представление о генезисе и геохимических циклах воды и углеродсодер-жащих газов (СН4 и С02) в земной коре и позволяют прояснеть механизмы формирования грязевулканических систем. Особенно актуальны такие исследования при изучении флюидов Кавказского сегмента Альпийско-Гималайского подвижного пояса, где формирование подземных вод определяется, с одной стороны, процессами литогенеза осадочных пород, а с другой - новейшей тек-тономагматической активностью.
Известно, что такая активность влияет на геохимические особенности подземных флюидов [Масуренков, 1961; Дислер, 1971; Вартанян, 1977; Ломоносов и др., 1977; Пиннекер, 1977; Кононов, 1983; Поляк, 1988; Чудаев и др., 2000; Зверев, 2006; и др.]. При тектоническом омоложении платформенных областей, которое сопровождается ускорением вертикальных движений и проявлениями молодого вулканизма, меняется химический состав газов минеральных вод, который в генеральном плане эволюционирует от метанового к азотному и углекислому. На основе этих идей можно связать изотопно-геохимические особенности природных вод с разными тектоническими обстановками их формирования. Под этим углом зрения в диссертации проанализированы геохимические особенности минеральных вод Большого Кавказа и его обрамления, формирующихся в обстановке внутриконтинентальной коллизии.
Общей целью работы было определить изотопно-геохимическим опробованием термоминеральных источников генезис солевой, водной и газовой фаз основных типов минеральных вод региона, ассоциирующихся с различными геолого-структурными элементами Большого Кавказа и его обрамления. Для этого решались следующие задачи:
- уточнение ореолов глубинного магматизма по данным об изотопном составе
гелия в подземных флюидах;
- исследование мантийного и корового источников метана и углекислоты в газовой фазе минеральных вод;
- реконструкция температурных условий формирования подземных вод;
- использование травертинов для реконструкции папеофлюидного режима;
- изучение эманаций грязевых вулканов региона для выяснения механизмов их формирования;
Фактический материал. В основу работы положены результаты комплексного опробования минеральных источников Большого Кавказа и его обрамления, проведенного автором в период с 1994 по 2003 гг. Всего было обследовано -250 минеральных источников, скважин и грязевых вулканов. Взятые образцы воды, газов и твердого вещества (грязевулканические брекчии, травер-тины) анализировались разными методами, дающими представление о содержании в них макро- и микрокомпонентов, включая редкоземельные элементы, а также стабильных изотопов водорода, кислорода, углерода, бора, гелия, аргона.
Научная новизна и практическая значимость. Последние комплексные региональные исследования минеральных вод проводились в Закавказье более 20 лет назад [Буачидзе, Мхеидзе, 1989], а на Северном Кавказе еще раньше [Углекислые..., 1963; Врублевский, 1962; 1969; Пантелеев, 1962]. Позже в газовой фазе подземных флюидов во многих местах был определен изотопный состав Не и Аг, а также изотопный состав С в углерод-содержащих газах [Матвеева и др., 1978; .Якубов и др., 1980; Газалиев и др., 1982; 1988; Войтов и др. 1981; 1984; 1993; 1994; 1996; Буачидзе, Мхеидзе, 1989; Поляк и др., 1998, Ро1уак е1. а1.. 2000; и др.].
К началу работы определения изотопного состава Н20, благородных и углерод-содержащих газов и карбонатов вошли в обычную практику геохимических исследований, как и методы многокомпонентного химического анализа воды ([СР-МБ и ГСР-АЕБ). Широкое использование этих геохимических характеристик позволило определить соотношение мантийных и коровых компонентов в различных типах минеральных вод региона, а также реконструировать температурные условия их формирования.
На основе данных о величине отношения 3Не/"Не в газах минеральных вод Большого Кавказа была определена северная граница Казбекской вулканической области. Детально исследовано распределение изотопов гелия вблизи вулкана Эльбрус, и показана возможность использования этих данных для выявления молодых интрузивных тел, прогнозируемых геофизическими методами. Это позволяет уточнить геодинамические схемы Кавказского региона.
Впервые выполнены определения изотопного состава бора в выбросах грязевых вулканов Таманского полуострова и Восточной Грузии. Они, вместе с другими изотопно-геохимическими характеристиками (химическим и изотопным составом воды, газов и глины), свидетельствуют о формировании грязе-вулканических флюидов в едином резервуаре, расположенном в верхней части осадочного чехла предгорных прогибов и межгорных впадин региона. Новые определения изотопного состава грязевулканических вод и разработанные на их базе модели формирования грязевулканических флюидов доказывают «элизи-онный» генезис грязевулканических систем, связанный с процессами трансформации глинистых минералов и органического вещества в осадочном процессе.
Проведенное исследование представляет и практический интерес для использования минеральных вод в целях бальнеологии и в качестве объектов туризма. Приведенные в работе материалы уточняют положение минеральных источников, давая их координаты, а также дают представление о бальнеологических характеристиках их вод (температуре, минерализации, концентрациях Br, Si, Fe, As, С02 и др.). В некоторых случаях минеральные воды могут рассматриваться и в качестве сырьевой базы для извлечения полезных компонентов -1, Br, Li, Rb, Cs, Sr, C02. Все это дает основу для ревизии гидроминеральных, бальнеологических и рекреационных ресурсов Большого Кавказа и Предкавказья.
Полученные изотопно-гелиевые данные также имеют важный экологический аспект, уточняя прогноз вулканической опасности - вулканы Эльбрус и Казбек на Северном Кавказе активны: последние извержения Эльбруса происходили в начале нашей эры, а Казбека - в VIII веке до РХ [Гущенко, 1979; Бо-гатиков и др., 1998; 2001; 2002]. Существует потенциальная угроза активизации этих вулканических центров, которая может вызвать катастрофические последствия (пеплопады, сходы крупных селевых потоков, паводки и т.п.). Данные об изотопном составе гелия можно использовать для районирования территории региона по степени вулканического риска и для планирования сети станций вулканического и сейсмического мониторинга.
Апробация работы. По теме диссертации автором опубликовано 36 работ. Основные положения работы докладывались на международной конференции памяти ак. П.Н.Кропоткина (г.Москва), симпозиумах по геохимии изотопов им. ак. А.П.Виноградова (г.Москва), на международной конференции, посвященной 75-летнему юбилею гидрогеохимии (г. Томск) и др.
Структура работы. Диссертация состоит из введения, основного текста,
состоящего из пяти глав, заключения, табличных приложений и списка литературы. Общий объем работы составляет 360 стр., из них 211 страниц машинописного текста, 100 иллюстраций и 32 таблицы (из них 9 вынесены в приложение).
Защищаемые положения.:
1. Углекислые воды Большого Кавказа представляют собой сложную систему, компоненты которой имеют разный генезис. По изотопному составу гелия и углерода С02 газы минеральных вод близки к газам верхней мантии, однако, судя по высоким значениям С02/Не, на 1-3 порядка превышающим значения в МОЯВ, доля метаморфогенной С02 значительно превышает магматогенную. Примесь метана в газах имеет коровое происхождение, и его повышенные концентрации маркируют надвиговую структуру Главного хребта. В питании источников доминирует атмогенная составляющая. В изотопном составе воды видны следы высотной зональности, типичной для современных атмосферных осадков. Отмечены признаки термической активности, приуроченные к центрам плиоцен-четвертичного вулканизма.
2. Метановые флюиды грязевых вулканов представляют собой гомогенную систему, все компоненты которой (газ, вода, солевая нагрузка) имеют ко-ровый источник и формируются в едином резервуаре в верхних этажах осадочной толщи. Формирование изотопного состава воды грязевых вулканов лучше всего описывается моделью изотопного уравновешивания в системе «вода-иллит-метан». Эта модель согласуется с локальными оценками температур флюидогенерации и основными изотопно-химическими характеристиками газо-водных флюидов (химическим составом воды и величинами 5ПВ и 513Ссн4), что доказывает элизионный генезис грязевулка-нических систем.
3. Высокие величины 3Не/4Не в Кавказском регионе отмечают области внедрения силикатного расплава в кору. Таким способом выяснена конфигурация магматической камеры Эльбруса, подтверждено наличие молодого интрузивного тела в разрезе Средне-Куринской впадины и определена северная граница Казбекской области новейшего вулканизма. Последняя, в отличие от Эльбрусской, не распространяется на Скифскую плиту, а ограничивается Передовым хребтом Большого Кавказа.
4. Геохимические характеристики травертинов п озволяют реконструировать некоторые особенности древних флюидных систем: минерализацию воды, спектр РЗЭ, концентрации некоторых элементов-примесей, а также ис-
пользоваться для оценки температуры флюидогенерации. Однако они непригодны для определения изотопного состава углерода спонтанно выделяющейся С02 и кислорода воды из-за кинетических эффектов фракционирования изотопов в системе «вода-СаС03-атмосфера».
Благодарности. Исследования, положенные в основу данной работы, были частью многолетней программы по изучению распределения изотопов гелия в подземных флюидах суши. Автор выражает признательность Б.Г.Поляку, который в значительной степени осуществлял стратегию проводимых исследований, за постоянные консультации. Автор также благодарен O.A. Богатикову, А.Г. Кусраеву, А.Г. Гурбанову, В.И. Черкашину, М.К. Курбанову, Г.И. Буачид-зе, Е.Г.Потапову, P.A. Магомедову, М.М. Меликову за помощь и всестороннее содействие в организации полевых работ на территории Северного Кавказа и в Закавказье. Автор весьма обязан В.К. Карандашеву и М.И.Сгепанец за высокое качество проведенных химических исследований образцов воды и твердого вещества, а также ЕЛ. Дубининой, Б.Г. Покровскому, В.Н. Кулешову, И.Л. Каменскому за прекрасно выполненные изотопные исследования коллекции газоводных флюидов, собранной автором. Всех перечисленных коллег, а также В.И. Кононова, М.Д. Хуторского, А.И. Бычкова автор сердечно благодарит за ценные советы, замечания и обсуждение материалов на различных этапах подготовки работы.
Глава 1. ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
В главе дается характеристика собранного фактического материала, расположения точек опробования и методик полевых и лабораторных исследований.
В основу работы положены материалы опробования минеральных вод и скважин Большого Кавказа и его обрамления. При этом основной приоритет отдавался опробованию естественных водопроявлений - минеральных источников и грязевых вулканов. Их появление связано с тектоническим вскрытием глубоких водоносных горизонтов или развитием новейшего вулканизма и тем самым отражает специфику флюидного режима в обстановке внутриконтинен-тальной коллизии. Всего автором было обследовано более 300 водопроявлений региона.
Химический состав собранных образцов воды, травертинов и глинистых фракций из грязевых вулканов определялся методами ICP-AES и ICP-MS в Аналитическом центре Института проблем технологии микроэлектроники и
особочисгых материалов РАН (ИПТМ РАН, г. Черноголовка Московской обл.). Химический анализ газовой фазы выполнен автором методом газовой хроматографии в Геологическом институте РАН (г. Москва).
Определения изотопного состава воды (5D и 5180) проводились в Институте геологии, минералогии, петрографии и геохимии рудных месторождений РАН (ИГЕМ РАН, г. Москва) и в Геологическом институте РАН на масс-спектрометре DELTApIus фирмы ThermoQuest (Finigan). Определение изотопного состава углерода в С02 и СН4 выполнены в Геологическом институте РАН на масс-спектрометре МИ-1201В. Изотопные определения инертных газов проводились в Геологическом институте КНЦ РАН (г.Апатиты) на масс-спектрометре МИ 1201 ИГ.
Поскольку преимущественно опробовались естественные водопроявле-ния, температура фор мирования которых на глубине была неизвестна, то для оценки температур флгоидогенерации применялись гидрохимические геотермометры (Si02, Na-K, Mg-Li, Li-Na) по [Fournier et al., 1973, 1979; Fouillac et al., 1981; Kharaka et al. 1989]. В главе приводится анализ различных факторов (смешения с инфильтрационными или формационными водами), влияющих на точность таких оценок. Показано, что наиболее чувствительным к разбавлению инфильтрационными водами оказывается Si-геотермометр.
Глава 2. ОСОБЕННОСТИ ТЕКТОНИЧЕСКОГО СТРОЕНИЯ КАВКАЗСКОГО РЕГИОНА
Согласно проведенным исследованиям [Хаин, 1982; Zonenshain, Le Pichón, 1986; Гамкрелидзе, Гиоргобиани, 1987; Philip et al., 1989; Адамия и др., 1989; Копп, 1989; Короновский 1994-2004; Большой Кавказ..., 2007] между Африкой и Евразией на протяжении юры-палеогена существовал обширный океан Тетис, в центральной части которого имелось несколько микроплит с корой континентального типа. В раннем миоцене начался спрединг Красного моря, и Аравийская плита стала смещаться к северу, вызывая постепенное сокращение ширины Тетиса. «Жесткий» контакт Анатолийской микроплиты и Скифской плиты ознаменовал начало континентальной коллизии (11-10 млн.лет) в Кавказском сегменте Альпийского пояса. Произошло воздымание Малого и Большого Кавказа, и начали формироваться предгорные прогибы (Индоло-Кубанский, Терско-Каспийский) и межгорные депрессии (Рионская и Курин-ская). С позднего миоцена (Ni2) в регионе постоянно господствует обстановка субмеридионального сжатия. По оценке В.Е. Хаина [1982], его величина при образовании Большого Кавказа составляла не менее 200 км.
В мезо-кайнозое на Большом Кавказе выделяют несколько фаз вулканической активности [Милановский, Короновский; 1973; Короновский, 1994; Короновский, Демина, 2007]. При исследовании современного флюидного режима наибольший интерес вызывает последняя, плиоцен-четвертичная фаза. Она локализуется в центральном секторе горного сооружения в пределах двух крупных вулканических областей - Эльбрусской и Казбекской. Ее продукты представлены известково-щелочными и субщелочными сериями пород [Милановский, Короновский, 1973; Станкевич, 1976; Попов и др., 1987; Остроумова и др., 1995; Богатиков и др., 2002 и др.].
Вулканиты Эльбрусской области отличаются относительно кислым составом (преобладают липарито-дациты) и морфологическим разнообразием -развитием, помимо крупного полигенного вулкана Эльбрус, субвулканических тел и покровов игнимбритов. Вулканическая активность здесь достигла максимума в позднем плиоцене-плейстоцене. Последнее извержение Эльбруса произошло в I-II веке н.э. [Гущенко, 1979; Богатиков и др., 1998; 2001].
Для Казбекской области характерны вулканиты менее кислого состава с колебаниями от дацитов до андезито-дацитов и изредка андезито-базальтов (позднечетвертичные). Все извержения представлены излияниями лав и выбросами пирокластики, игнимбриты отсутствуют.
Приводится обзор гипотетических моделей развития магматизма в регионе на коллизионном этапе. Часть исследователей связывают вулканизм с заключительными стадиями развития зоны субдукции [Адамия и др., 1981; Зо-неншайн и др., 1987; Dewey, 1988; Владимиров и др., 2003]; другие - с сочетанием коллизионной обстановки с «горячим пятном» [Бубнов, 2003] или с растеканием плюмового вещества из района Восточно-Африканских рифтов в северном направлении по границе «кора-мантия» [Ершов и др., 2001; 2004]. Согласно другой гипотезе, на коллизионном этапе разогрев нижних частей коры и магматизм, как его следствие, происходят в результате окисления глубинных флюидов [Короновский, Демина, 1996; 1999; 2004; 2007; Демина Короновский, 1998].
Исследование расплавленных включений и минералов-вкрапленников показывает сложный характер формирования новейших вулканитов Большого Кавказа [Толстых и др., 2001; Газеев и др., 2001]. Две генерации плагиоклазов в лавах (андезин и олигоклаз) указывают на смешение основного и более кислого расплавов. Участие разных расплавов подтверждается и изотопной гетерогенностью различных минеральных фаз [Чернышев и др., 2000]. В координатах 87Sr/86Sr-sKd фигуративные точки молодых вулканитов Большого Кавказа обра-
зуют хорошо выраженный тренд, совпадающий с линией смешения корового и мантийного материала [Бубнов, 2003]. Таким образом, петрологические и изотопные данные указывают на участие базитовых мантийных расплавов в формировании молодых вулканитов Большого Кавказа. Однако они не позволяют установить присутствие вещества нижней мантии, как предполагают авторы некоторых моделей.
Глава 3. ПРИРОДНО-КЛИМАТИЧЕСКИЕ И ГИДРОГЕОЛОГИЧЕСКИЕ
УСЛОВИЯ РЕГИОНА
В главе дается характеристика климатических и гирогеологических особенностей Большого Кавказа и его обрамления, рассматриваются региональные особенности химизма вод (солевого и газового состава).
Природные условия региона отличаются чрезвычайным разнообразием. Здесь встречаются почти все известные виды ландшафтов: начиная от полупустынь и засушливых (полынных и злаковых) степей предгорий до широколиственных, а иногда и субтропических лесов морских побережий, сменяющихся по мере увеличения абсолютных отметок смешанными и хвойными лесами, а за тем альпийскими лугами, высокогорной тундрой, зоной вечной мерзлоты и ледниками. Разнообразие природных ландшафтов определяется сочетанием количества атмосферных осадков, величиной среднегодовых температур и абсолютных отметок. Годовое количество атмосферных осадков возрастает с увеличением высотных отметок от 445 мм/год на равнине и до 596 и 673 мм/год в предгорных и высокогорных районах (соответственно) [Климатический атлас СССР, 1960]. На высотах более 3000 м встречаются участки вечной мерзлоты. Высота снеговой линии, поднимаясь с запада на восток, колеблется в пределах 2770-3900 м над уровнем моря.
В горных районах высокая расчлененность рельефа и сильная тектоническая раздробленность пород обеспечивают быстрое проникновение атмосферных осадков в водоносные горизонты. Поэтому в гидрогеологическом плане горное сооружение Большого Кавказа является региональной областью питания практически всех водоносных комплексов Предкавказья и Закавказья.
Гидрогеологические исследования в регионе изначально были связаны с разведкой месторождений углекислых минеральных вод Пятигорья. История их централизованного освоения берет начало с указа Александра 1 от 24 апреля 1803 года, согласно которому - Кавказские Минеральные Воды были признаны лечебной местностью государственного значения. Благодаря исследованиям Г.В. Абиха, Э.Э. Карстенса, А.П. Нелюбина, A.M. Овчинникова, H.H. Славяно-
ва, B.B. Иванова, А.Н. Огильви, Ю.А. Будзинского, А.Н. Бунеева, М.И. Вруб-левского, Г.И. Буачидзе, А.П. Карасевой, И .Я. Пантелеева, С.Р. Крайнова и др. Кавказская провинция углекислых вод (и особенно район Кавказских Минеральных Вод - далее КМВ) стали своего рода эталонным объектом изучения углекислых вод. Гидрогеологические особенности пластовых нефтяных и гря-зевулканических вод Западного, Восточного Кавказа и Закавказья начали изучаться позднее в связи с освоением нефтегазовых месторождений региона. Им посвящены работы И.М. Губкина, В.В. Белоусова, В.Н. Холодова, Г.И.Буачидзе, И.Г. Киссина, В.В. Коллодия, М.К. Курбанова, В.А. Сулина, Е.Ф. Шнюкова, A.B. Щербакова, A.A. Якубова, и многих других исследователей.
В геологическом разрезе региона выделяют два крупных гидрогеологических этажа [Углекислые..., 1963; Кавказские минеральные..., 1972; Киссин, 1964; Буачидзе, Мхеидзе, 1989; Курбанов, 2001]. Нижний - приурочен к тре-щинно-жильным системам кристаллических пород палеозойского фундамента, а верхний — к слабо дислоцированным терригенно-карбонатным комплексам мезо-кайнозоя.
Глава 4. ИНЕРТНЫЕ ГАЗЫ В ПОДЗЕМНЫХ ФЛЮИДАХ И ТЕКТОНО-МАГМАТИЧЕСКАЯ АКТИВНОСТЬ 4.1. Взаимосвязь флюидного и тектонического режима.
Под термином «флюидный режим» подразумевается комплекс специфических физико-химических характеристик газо-водного флюида (химический и изотопный состав воды и газов, температура формирования вод и т.д.), которые зависят от условий циркуляции флюида в земной коре. Эти условия определяются вулканической активностью, скоростью вертикальных движений, геотермическим режимом и т. д. Одной из таких характеристик является химический состав газов минеральных вод [Вернадский, i960; Иванов, 1960-1964; Барабанов и Дислер, 1968; Дислер, 1971; Ломоносов и др., 1977; Кононов, 1983;]. Согласно этим представлениям, углекислые воды генетически связаны с глубинными магматическими процессами (выделением магматогенной С02). Азотные же термы вообще характерны для областей с высокими скоростями вертикальных движений, обеспечивающих глубокое проникновение атмогенных вод в толщу пород и их нагрев региональным тепловым полем. Вынос глубинного тепла этими водами не связан с вулканической активностью. Метановые воды типичны для нижних гидрогеологических этажей осадочных бассейнов и в платформенных условиях довольно редко выводятся на поверхность. Однако в подвижных поясах происходит тектоническое вскрытие резервуаров метановых
вод. Это приводит к формированию минеральных источников, газирующих метаном, а при наличии в разрезе мощных слоев глинистых осадков и к образованию грязевых вулканов.
В Кавказском регионе зональность минеральных вод [Овчинников, 1948] подчеркивает его структурные особенности. К осевой части Большого Кавказа приурочена область развития углекислых вод. Она простирается узкой полосой вдоль оси Большого Кавказа. Только в районе КМВ она распространяется на южную окраину Скифской плиты. Почти все углекислые источники располагаются вблизи центров плиоцен-четвертичного вулканизма, поэтому большая их часть сосредоточена в Эльбрусской и Казбекской вулканических областях.
С удалением от осевой зоны Главного хребта углекислые воды сменяются азотно-метановыми термами. Классические азотные термы, аналогичные забайкальским с концентрацией N2 > 80-99 % об., на Кавказе встречаются довольно редко. В термах Большого Кавказа почти всегда присутствует метан, объемная доля которого в спонтанном газе часто достигает 60-70 %. Естественные источники этого типа известны в южном Дагестане (Ахты, Кизил-Дере, Исти-су и др.) и в Закавказье (Тбилисские термы). Как правило, температура таких вод не превышает 60 °С [Курбанов, 2001]. Местами в районах распространения азотно-метановых, а иногда и углекислых вод встречаются выходы сероводородных вод, обогащенных Н28 (месторождения Тапги, Тамиск, Маце-ста, углекисло-сероводородные воды Пятигорья).
В предгорных и межгорных впадинах развиты пластовые метановые воды. Они разгружаются в областях развития грязевого вулканизма (Азербайджан, Восточная Грузия, Таманский полуостров) и в некоторых предгорных районах, например в Дагестане и Северной Осетии, где водоносные комплексы, содержащие метановые воды, вскрываются тектоническими нарушениями.
4.2. Признаки мантийной активности по данным изотопии гелия.
Как известно [Мамырин, Толстихин, 1981; ЬирЮп, 1983; Поляк, 1988; и др.], изотопный состав гелия в геологических объектах является однозначным индикатором наличия в них мантийного компонента (5Не/4Не=К=~10'5), поскольку в континентальной коре с кларковым содержанием материнских элементов (и, ТЬ и 1л) каноническое радиогенное значение Я-Ю"8.
Исследования газов минеральных вод Кавказского региона указывают на присутствие в них той или иной примеси мантийного гелия [Матвеева и др., 1978; Газалиев, Прасолов, 1988; Буачидзе, Мхеидзе, 1989; Поляк и др., 1998; Прасолов, 1990; и др.]. Наряду с низкими, близкими к каноническому радио-
генному значениями II не более ~10х10"8 (фоновыми для эпигерцинской Скифской плиты), в регионе отмечены и чрезвычайно высокие величины - до 600-870x10"8 [Ро1уак с1. а1., 2000; Лаврушин и др., 2003,2007 ].
Область высоких значений 3Не/4Не приурочена к осевой части горной системы Большого Кавказа, причем максимальные II отмечаются в его центральном сегменте в районе вулканов Эльбрус и Казбек. Здесь она распространяется на южную окраину Скифской плиты - в район КМВ и далее на север, охватывая Ставропольское сводовое поднятие и совпадая с участком, так называемого Транскавказского вулканического поднятия. На западном и восточном флангах Большого Кавказа значения Я снижаются до 30-50х Ю"8.
Таким образом, область высоких значений Я полностью включает в себя зону распространения углекислых вод. К северу от Главного хребта с изменением газового состава вод с углекислого на азотно-мегановый величина Я снижается, приближаясь к 10ооО ♦ Протопланетное фоновым значениям вещество
для Скифской плиты.
Корреляция величин 'Не^Не в газах источников с 873г/885г в Эльбрусских, Казбек-ских и Пятигорских вулканитах доказывает (рис. 1), что транспортировка мантийного гелия в верхние части коры осуществляется силикатным расплавом, а сами расплавы Рис 1- Изотопный состав гелия в газах минеральных вод и стронция
в молодых вулканитах Большого Кавказа по данным [Ро1уак ей а1,2000; мантииную Иванов и др., 1993; Бубнов, 1985; Чернышев и др., 2000].
Пунктиром показана теоретическая линия смешения мантийного и коровою вещества.
1000
100
10 -:
MORB
ч
Казбек
Эльбрус
КМВ
Кора щитов
0,700
0,710
"Sr/^Sr
0,720
имеют
природу. Дегазируясь в коре, расплав является поставщиком мантийных компонентов (прежде всего, Не) во флюидные системы. Поэтому данные о составе гелия в газах минеральных вод можно использовать для определения ареала плиоцен-четвертичного вулканизма на Большом Кавказе и локализации скрытых магматических очагов.
К началу наших работ граница области магматической активности на Большом Кавказе была надежно определена по изотопно-гелиевым данным только в
Эльбрусском секторе [Матвеева и др., 1978; Поляк и др., 1998]. Дополнительное опробование позволило выяснить положение северной границы Казбекской вулканической области. Оказалось, что область ограничивается южным склоном Передового хребта (рис.2). Ее граница особенно контрастна на северном склоне вулкана Казбек. Здесь находятся две группы термоминеральных источников -углекислые Верхне-Кармадонские (№8) и на расстоянии 8 км от них азотно-метановые Нижне-Кармадонские (№7). Между этими группами источников значения 3Не/4Не быстро снижаются со 190x10"8 до 27x10"8. Таким образом, на очень коротком расстоянии кардинально меняется как общий газовый состав минеральных вод, так и изотопный состав содержащегося в них гелия. Это указывает на резкую смену флюидного режима в соседних блоках земной коры.
■43'И
Рис. 2. Значения И в Казбекской вулканической области с учетом [Ро1уак е1 гй., 200]. Цифры - номера источников: 1- Кубус, 2 - Дзинага, 3 - Тамиск, 4 - Салон, 5 - Зарамаг, 6 - Фиагдон, 7 - Нижний Кармадон, 8 - Верхний Кармадон, 9 - Хуце, 10-11 - Джава, 12 - Трусо,13 - Багиата, 14 - Паншети, 15 - Надибаани, 16 - Макарта, 17 - Пасанаури, 18- Кахмати,19 - Датвиси, 20 - Инхоквари, 21 - За-Эчеда; Пунктиром обозначена северная граница Казбекской вулканической области по изотопно-гелиевым данным.
Таким образом, к северу от Казбека убывание отношения 3Не/4Не оказывается гораздо более быстрым, чем в Приэльбрусье, Там ореол повышенных значении 3Не/4Не протягивается далеко в пределы Скифской плиты, отражая,
как показало гидродинамическое моделирование [Яковлев и Поляк, 1997], разгрузку мантийного гелия не только через магматический канал Эльбруса, но и другие аппараты. К северу же от Казбека наличие таких аппаратов менее вероятно, так что граница Казбекской вулканической области имеет, очевидно, субширотное простирание.
Близость границы мантийной активности к оси Большого Кавказа противоречит представлению о машоподводящей роли Цхинвал-Казбекского разлома. Он относится к Аграхан-Тбилисско-Левантийской левосдвиговой разлом-ной зоне, которая трассируется в Кавказском секторе Альпийского пояса через всю его ширину [Милановский, Короновский, 1973; Короновский, 1994]. Несмотря на региональное значение этой зоны, изотопно-гелиевый сигнал не распространяется вдоль нее так далеко на север, как в Эльбрусском секторе.
Новые данные по изотопному составу гелия в газах Северной Осетии (ист. Кубус в верховьях р.Харес, 11=146*10"*, №1 на рис 2), несмотря на малое число углекислых источников в междуречье рр. Черек Балкарский - Чегем, позволяют также предполагать, что вдоль Главного хребта Казбекская вулканическая область сливается с Эльбрусской.
4.3. Тектоническая активность и изотопы аргона в газах Большого Кавказа
Величина 40Аг/звАг в газах региона меняется от субатмосферных (295,6± 3) и более низких значений (272 в Дагестане и 285 в Приэльбрусье) до 660. Обогащение радиогенным 40Аг/ чаще отмечается в метановых газах [Войтов и др., 1984; Мирзалиев и др., 1993; Лаврушин и др., 1996]. Углекислые же воды характеризуются субатмосферными величинами аргонового отношения.
Высокие величины 40Аг/36Аг отмечаются в газах источников северовосточной части Большого Кавказа (район Дагестанского клина), а также на южном и северо-западном склонах этого горного сооружения. Таким образом, избыток в подземных газах радиогенного аргона маркирует участки наиболее активного проявления геодинамических процессов (стрессовых нагрузок, развития тектонических покровов, высокой сейсмической активности, повышенных скоростей вертикальных движений и т.п.).
Сопоставление величин 3Не/4Не и 40Аг/36Аг не выявляет какой-либо статистически значимой взаимосвязи, что доказывает коровую природу избыточных количеств 40Аг. Вероятно, обогащение подземных газов радиогенным аргоном происходит вследствие прогрева, механического дробления и кливажиро-вания пород. Поэтому соотношение 40Аг/3бАг кажется перспективным индика-
тором активности геодинамических процессов.
В целом, влияние коллизионной обстановки на флюидный режим носит двойственный характер. С одной стороны, высокая активность геодинамических процессов в горных районах способствует разгрузке азотно-метановых терм, газы которых обогащены 40Аг. В предгорных и межгорных впадинах под влиянием высокой геодинамической активности происходит тектоническое вскрытие залежей углеводородов, что отражается в появлении метановых источников и грязевых вулканов. С другой стороны, та же активность приводит к вторжению в верхние горизонты коры мантийных магматических расплавов, что проявляется в повышении значений 'Не/'Не в коровых флюидах и формировании углекислых вод.
Глава 5. РЕГИОНАЛЬНЫЕ ОСОБЕННОСТИ ФЛЮИДНОГО РЕЖИМА БОЛЬШОГО КАВКАЗА И ЕГО ОБРАМЛЕНИЯ
В главе приводятся результаты исследования различных типов минеральных вод, распространение которых контролируется структурным планом региона.
5.1. Углекислые воды Геолого-структурная приуроченность
Кавказская провинция углекислых вод охватывает горные районы Большого и Малого Кавказа и является одной го крупнейших в Альпийском поясе. Только на Большом Кавказе насчитывается порядка 600 углекислых источников [Углекислые..., 1963; Буачидзе, Мхеидзе, 1989], которые распространены вдоль простирания Главного хребта на участке от среднего течения р. Мзымта (месторождение Чвижепсе, Западный Кавказ), до верховьев р. Андийское Кой-су (ист. Инхоквари, в Дагестане). Протяженность этой зоны составляет -500 км при средней ширине 20-30 км. Но в районе КМВ область углекислых вод распространяется на 150-200 км к северу, охватывая склоны Скалистого хребта (зону моноклиналей) и южную окраину Скифской плиты.
На Северном Кавказе углекислых источников больше, чем на Южном. Например, в Приэльбрусье насчитывается до 240 таких водопроявлений, из них только -40 находятся на южном склоне Главного хребта. В Казбекской области отмечается аналогичная тенденция. Вероятно, такое распределение углекислых источников относительно Главного хребта отражает структуру его южного склона - здесь комплексы пород юрского и мелового возраста надвинуты на
более молодые отложения Куринской и Рионской впадин и, по-видимому, экранируют поток глубинных газов.
Температура и глубины формирования вод
Большинство углекислых источников Большого Кавказа характеризуется температурами от 2,5 до 10-15°С. Более высокие температуры отмечены лишь в Верхне-Кармадонских источниках (54°С), пятигорском Провале (42°С) и источниках Джилы-су с температурами около 20 °С, разгружающихся в верховьях рек Малки и Бийтиктебе [Углекислые..., 1963; Цогоев, 1969].
Сопоставление измеренных температур воды с абсолютными отметками выходов источников показывает тренд убывания этих температур с высотой. От него отклоняются только фигуративные точки источников, располагающихся в непосредственной близости от молодых вулканических центров (Эльбруса, Казбека, лакколитов КМВ и др.), что указывает на существование здесь магма-тогенных термических аномалий.
Оценки «базовых температур» формирования углекислых источников, выполненные по гидрохимическим геотермометрам [Роигтег гХ а1., 1973, 1979; БоиШас а! а!., 1981; КЬатака а1 а1. 1989; и др.], подтверждают этот вывод. Например, Эльбрусская термоаномалия надежно фиксируется в источниках, расположенных в радиусе ~20 км от вулкана, что примерно совпадает с оценками размеров вулканической камеры по геофизическим данным [Авдулов, 1962]. Относительно вулкана зона повышенных температур располагается асимметрично, далеко распространяясь в северо-восточном и восточном направлениях. Анализ распределения «базовых» температур показывает, что вулкан располагается в узле пересечения зон положительных температурных аномалий СЗ, СВ и субширотного простирания. Угол между первыми двумя составляет 90°, а с осью Главного хребта (фронтом коллизии) они образуют углы ~45°. На местности эти зоны проходят по долинам рек Кыртык и Бийтик-Тебе (субширотная), рек Худее и Кубань (северо-западная) и р. Малка (северо-восточная). Эти аномалии, по-видимому, трассируют глубинные разломы, в том числе трещины скола, возникшие в коре в результате тектонического сжатия, а расположение Эльбруса в узле пересечения этих зон обеспечивает долговременную активность вулкана.
Исходя из оценок глубины залегания кровли промежуточной камеры Эльбруса ~2 км [Авдулов, 1962; Масуренков, 1971; Хитаров и др., 1984] и температуры плавления кислых магм, геотермический градиент над ней оценен в 130-150 °С/км. Его сопоставление с «базовыми» температурами, рассчитанны-
ми по Ыа-Ц-геотермометру, дает оценку глубины циркуляции для вод Эльбрус-ского района около 1.5 км. Оценки для Казбекской области дают схожие результаты (-1,6 км). Из этого следует, что в горных районах Большого Кавказа «базовые» глубины циркуляции вод везде примерно одинаковы.
Таким образом, температуры углекислых минеральных вод, как измеренные, так и «базовые», показывают, что вблизи Иг-С? магматических образований недра до сих пор аномально прогреты. Градиенты температур вблизи вулканических центров в 3-6 раз выше, чем на южной окраине Скифской плиты.
Особенности химического состава
Химический состав вод меняется по мере удаления от оси Главного хребта. Например, в Главном хребте источники характеризуются относительно невысокой минерализацией - от 0,15 до 10 г/л и в среднем -2,5 г/л (п=110). Севернее, в зоне развития осадочных комплексов юрско-мелового возраста максимальная и средняя минерализация возрастают до -20 г/л и -5 г/л (п = 40) (соответственно). Увеличение минерализации в северном направлении сопровождается изменением химического типа воды с НС03/Са на НС03-СЬЛМа-Са и С1/Ыа. Ионы и Б04 2 имеют подчиненное значение. Концентрация редко достигает 30 мг.-экв.%, а [БО^2], как правило, не превышает 2 мг.-экв.%.
ЕЬ вод варьирует от - +100 до +350 мВ, а величина рН - от 5,1 до 7,0. Концентрация растворенной углекислоты [С02 вр] меняется от 0,3 до 2,64 г/л и в 133 обследованных источниках составляет в среднем 1,43 г/л. Встречаются и более высокие значения [С02 ВР]- Например, в скв. 1 месторождения Багиата (Южная Осетия) оно достигает 5,5 г/л. В Эльбрусском районе в латеральных вариациях [С02 вр] видна определенная закономерность - область максимальных концентраций вытянута в субширотном направлении и располагается севернее Эльбруса, с овпадая с положением Пшекиш-Тырныаузской шовной зоны.
Особенностью химизма углекислых вод Большого Кавказа является прямая корреляция между концентрациями [НС03] и [СГ]. На первый взгляд, она подтверждает старые представления об эндогенном генезисе хлор-иона [Масу-ренков, 1961]. Однако, как показывают наши данные, с приближением к Эльбрусу систематического увеличения концентрации хлор-иона не происходит. Корреляция же концентраций НС03" и С1, вероятно, носит парагенетический характер, отражая изменение условий формирования вод по мере удаления от Главного хребта.
Для углекислых вод характерны высокие концентрации многих микро-
компонентов. Из бальнеологически значимых в воде часто присутствуют кремний ([H4S1O4] до 220 мг/л, в среднем 57 мг/л, п=165), бор ([В] до 145 мг/л, среднее 17 мг/л, п=165), железо ([Fe] до 63 мг/л, среднее 9 мг/л, п = 165). Максимальные концентрации кремнекислоты обнаруживаются в источниках, ближайших к Эльбрусу, Казбеку и вулканическим центрам Кельского нагорья. С удалением от них [H4Si04] в воде снижается в 3-5 раз. Многие минеральные воды Большого Кавказа по классификации В.В.Иванова [1977] относятся к классу борных вод. Сильнее всего бором обогащены воды Главного хребта, особенно источники Северной и Южной Осетии: Кубус (145 мг/л), Колтусуар (72 мг/л), Кобет (51 мг/л), Кесельта (55 мг/л), Верхне- (50 мг/л) и Нижне-Кармадонские (25-37 мг/л) и многие другие. Концентрация бора в воде коррелирует с содержанием СГ и НСОз" и общей минерализацией воды.
Значения Cl/В минимальны в источниках Главного хребта, варьируя от 15 до 10-15. Севернее, в зоне Передового хребта, они возрастают до 25-60 и продолжают увеличиваться, достигая значений 500-2000 и более в водах КМВ (в морской воде С1/В=4100). Аналогичная тенденция наблюдается и на южном склоне Большого Кавказа в Южной Осетии. Таким образом, с удалением от Главного хребта степень обогащения вод бором снижается - в солевом составе источников возрастает влияние седиментогенных, первично морских вод.
Спектры РЗЭ в водах, в целом, однотипны. Для них характерно относительное обогащение в области тяжелых РЗЭ. Такая форма спектров объясняется большей устойчивостью карбонатных комплексов (преимущественно Ln(COi)2") тяжелых РЗЭ при субнейтральных и слабокислых значениях pH, присущих углекислым водам [Балашов, 1976; Möller et al., 1993; Johannesson et al„ 1994].
Изотопный состав воды
Изотопный состав углекислых вод наиболее полно был изучен в скважинах КМВ [Ляшенко, Потапов, 1984; Кучер и др., 1989]. Эти исследования показали, что в предгорьях Северного Кавказа формирование минеральной воды происходит в результате смешения атмосферных и седиментационных вод. Малая примесь последних отмечена также в минеральных источниках Северной Осетии и Краснополянского района [Кучер и др., 1989; Соколовский и др., 1992; Селецкий и др., 1995]. Источники же горных районов оставались малоизученными.
Величины 5D и 5lsO в углекислых водах Северного Кавказа, включая район КМВ и Западный Кавказ, варьируют в широком интервале значений - от
-108 до -5296o и от -14,4 до -2,5%о относительно SMOW, соответственно [Ля-шенко, Потапов, 1984; Кучер и др., 1989; Соколовский и др., 1992; Селецкий и др., 1995]. Окрестности Эльбруса характеризуются более узким диапазоном значений как 5D (от -100 до -78 %о), так и 5'80 (от -14,2 до -6,0 %о). В отличие от углекислых вод КМВ и Западного Кавказа, соотношение величин 5D и SlsO в источниках Приэльбрусья близко к «линии Крейга» (рис. 3). В латеральном распределении 6D и 5180 есть определенная закономерность - их минимальные величины отмечаются в источниках ближайших к Главному хребту и имеющих максимальные абсолютные отметки.
-16 -14 -12 -10 -8 -6 -А -2
б"0, К. SMOW
Рис. 3. Соотношение величин 5D и й 'О в водах северного склона Большого Кавказа.
1 - минеральные источники Приэльбрусья;
2 - минеральные источники торных районов Северного Кавказа по [Ляшенко, Потапов, 1994];
3 - минеральные источники Северной Осетии;
4 - вода ледника Терскол; прямая линия - линия метеорных вод [Craig, 1961];
сплошная линия и пунктир - поля фигуративных точек речной воды
и скважин КМВ соответственно [Ляшенко, Потапов, 1994], точечная линия - поле
минеральных источников Западного Кавказа (бассейн р. Мзымта, [Селецкий и др., 1995]).
Корреляции изотопного состава воды с высотными отметками и совпадение большинства фигуративных точек источников с линией метеорных вод указывает на то, что в питании углекислых источников Большого Кавказа доминируют современные атмосферные воды. Отмеченная для них высотная зональность изотопного состава указывает также на чрезвычайно малое удаление областей питания от мест выходов минеральных источников.
Химический состав выделяющихся газов
В газовой фазе углекислых вод доминирует углекислота - до 95 - 99,9 % об. В виде примеси присутствуют 1Ч2, СН4, СО, 02, благородные газы, редко Н2. Концентрация азота больше в источниках, формирующихся в осадочных комплексах юрско-мелового возраста (район КМВ, Северная и Южная Осетия), т.е. возрастает к периферии горного сооружения. Таким же образом меняется и концентрация гелия. Концентрации 02 и СО, напротив, заметно выше в источниках горных районов.
В - Плато Бичасын, Г - Кавказские Минеральные Воды (КМВ).
Метан присутствует в количествах от 6><10"5 до 15-20 % об., обычно пропорциональных концентрациям «воздушных и коровых» газов (Ы2, Аг, Ые. Не). В углекислых водах Приэльбрусья исследована латеральная изменчивость содержания [СН4] в спонтанно выделяющихся газах (рис. 4). На периферии горного сооружения там, где формирование углекислых вод происходит в водоносных комплексах мезозойского возраста, его содержание, как правило, возрастает. Однако высокие концентрации метана (до 0,5-15 % об.) встречаются и в газах некоторых источников Главного хребта, выходы которых приурочены к массивам кристаллических пород палеозойского возраста, причем область таких значений [СН4] линейно вытянута вдоль оси хребта. Происхождение этой
аномалии метана не ясно, т.к. минеральные источники этого района не имеют видимой связи с осадочными породами.
Источники компонентов газовой фазы Изотопный состав гелия
Региональные закономерности распределения величин 3Не/4Не =К в углекислых, азотных и метановых газах Кавказского региона обсуждались в главе 4. Максимальные значения Я отмечены в углекислых источниках Приэльбрусья (в одноименных источниках Джилысу в долинах рек Бийтиктебе и Малка). Особенности распределения величин 3Не/4Не вблизи Эльбруса были изучены детально (рис. 5). При удалении от вулкана величина Я резко снижается от (0,50-Ю,87)х10 5 на расстоянии 9-12 км от вулкана, до -0.2x10"5 на расстоянии более 15 км. Положение изолинии Я=350><10"8, в общем, совпадает с границей Эльбрусской кальдеры, выделенной по геолого-геоморфологическим наблюдениям [Богатиков и др., 1998]. Но в северо-восточном, восточном и южном секторах кальдеры область повышенных значений К выходит далеко за ее пределы, достигая водораздела рек Баксан и Чегем.
Сопоставление с температурами вод и результатами других исследований [Богатиков и др., 2002] показывает, что вулканическая постройка Эльбруса находится на западной периферии геотермической и изотопно-гелиевой аномалии, положение которой совпадает с зоной разуплотнения горных пород. Последняя интерпретируется [Богатиков и др., 2002; Шемпелев и др., 2005] как глубинная магматическая камера, питающая вулканические центры Эльбрусского района. Границы этой зоны примерно соответст- рис 5 Распределение величин 'Не/^Не (10 ') в центральной вуют ИЗОЛИНИИ 200-250 части Большого Кавказа (треугольники - пункты опробования).
(xlO'8) (рис. 5). Последнее извержение Эльбруса происходило в I-II в.н.э. [Бога-тиков и др., 1998; 2001], что указывает на потенциальную вулканическую опасность этой области. Кажется, что выявленная изотопно-гелиевая аномалия очерчивает область максимальной вероятности такого риска.
Трахилипаритовые лакколиты КМВ с возрастом ~ 8 млн.л. (Pohl et al., 1993) находятся в области более низких значений R (в среднем 78х 10"8). Такое снижение значений 'Не/Не к северу от Эльбруса поддерживается изменением состава стронция в вулканитах (рис. 1) и указывает на большую контаминацию трахилипаритов коровым веществом. Эльбрусская изотопно-гелиевая аномалия может быть следствием обогащения мантийными компонентами магм более поздних генераций. На такую возможность указывает антидромный характер изменения химического состава продуктов Эльбруса [Милановский, Коронов-ский, 1973] и некоторые другие признаки.
В Кельско-Казбекском районе распределение величин 'Не/'Не изучено менее детально. Здесь максимальные значения R (до 690x10"8) отмечены на южном склоне Большого Кавказа. Обширная изотопно-гелиевая аномалия обрамляет Кельское вулканическое нагорье и Джавский вулканический район. Вулкан Казбек, как и Эльбрус, располагается не в центре этой аномалии, а на ее северной периферии, причем на северном склоне вулкана значения R быстро снижаются (см. рис. 2). Изотопный состав углерода в СО>
Изотопный состав углерода в С02 был хорошо изучен в месторождениях минеральных в од КМВ [Зорькин и др., 1981; Войтов и др., 1994, 1996, 1998; Потапов и др., 1998], однако источники горных районов были охарактеризованы лишь одиночными определениями [Кравцов и др., 1974; Буачидзе, Мхеидзе, 1989]. Наши исследования отчасти восполняют этот пробел, характеризуя как величину 5|3С в этих источниках, так и ее вариации в пространстве и времени.
Изменчивость 3С(СОJ во времени изучена в Приэльбрусье. Опробование одного из источников Джилысу (р. Бийтиктебе) в 1999 году показало, что здесь величина 613С(С02) в течение 12 дней варьировала от -5,9 до -6,4 %0 относительно PDB. Через год здесь же значение 513С(С02) составило -5,4%0. Опробование других источников показало, что вариации 513С в углекислоте, как правило, не превышают 1%о. Исключение составляют газы источников Джилысу на р. Малка. В них значение 5|3С(С02) в 1998 и 2000 гг. составило -5,8 и -3,0 %о соответственно. В целом, полученные данные указывают на относительную стабильность величины 513С в С02.
Зато в Приэльбрусье видна изменчивость ö^CfCO^ в транскавказском
направлении. Около Эльбруса значения 8,3С(С02) по 55 пробам варьируют от -8 до -5%о, составляя в среднем -6,9%о. К северу от вулкана, в районе КМВ, значения 513С(С02) увеличиваются («утяжеляются») до -4,0 -1,4%о (рис. 6 а, б, в). Вместе с тем, здесь же в некоторых пробах встречается и изотопно-легкая углекислота (с 6,3С от -9,0 до -12,6%о). Аналогичные тенденции прослеживаются и в газах Казбекской области. Таким образом, спектр значений 5|3С(С02) в районах, удаленных от Главного хребта, очевидно, обусловлен, с одной стороны, изотопным обменом С02 с карбонатами осадочного происхождения, а с другой - окислением органического вещества.
По простиранию Главного хребта значения б13С(С02) тоже меняются. Восточнее Эльбруса, в шести углекислых источниках Северной Осетии и Дагестана величина 613С(С02) снижается до -10,8, составляя в среднем -10,1%о [Газалиев и др., 1982; Соколовский и др., 1992]. По нашим дан-
25 т
-9 -7 -5 5nC, %о PDB
Рис. б. 8 С в спонтанной СОгминераяьиых источников НЫМ, и к западу от Эльбруса уг- Приэльбрусья (а), плато Бечасын (б) и района КМВ (в).
лерод С02 тоже становится изотопно легче: в Пхейскийх (Лаштракских) и Краснополянских нарзаиах величина 513С в семи пробах снижается до -11,0%о, составляя в среднем -8,9%о. В целом, углекислые газы Приэльбрусья по изотопным характеристикам гелия и углерода похожи на газы верхней мантии (MORB), в которых 3Не/*Не =(1.15±0.1)*10"5 [Marty & Tolstikhin, 1988], а 5,3С = -5...-8%о [Галимов, 1968; Javoy at al., 1986]) (рис. 7). Однако, имея «субмантий-
ные» изотопные характеристики, они существенно отличаются от газов резервуара MORB более высокими (на 1-3 порядка) отношениями СОг/Не [Marty and Tolstikhin, 1998]. Это, указывает на присутствие в этих газах преобладающей доли углекислоты «немантийного», т.е. коревого генезиса.
В углекислых газах Приэльбрусья содержание гелия [Не] очень мало - до 0,06 ррш (рис. 8). Сопоставление величин [Не] и ^е/'Не показывает, что в источниках, в газах которых [Не]<5 ррш, ■ намечается положительная корреляция R и [Не]. Такое необычное для природных газов соотношение концентрации и состава гелия подтверждает, что в формировании северокавказских угле-
MORB
10
0
1
10
10"
Т 1 1 I*
5*4
Г *
А-1 0-2 О-З
I I I I
I I I I I-1
□ Ц»
о
о °°0
OD О О
'о 8°
615С (С02), %, PDB
-14 -12 -10
-8
-6
-2
Рис. 7 Соотношение величин 'Не/*Не и 5UC в спонтанных газах углекислых воя Приэльбрусья (1), плато Бечасын (2) и района КМВ (3). Пунктирными линиями показаны диапазоны вариаций ¿"С в газах верхней мантии (MORD) по [Javoy and Pineau, 1986].
HORB
-4
VVbÄf
- ft <^ £ «• 1 • *
1
I о I
«I 1 I
I
0.01 0.1 1 10 <00 «00 10000 100000 Не, ррш
Рис. 8. Соотношение величины 'Не/*Не и концентрации гелия в минеральных водах центральной части Большого Кавказа. Квадратами обозначены газы минеральных вод Приэльбрусья, кружками - КМВ, ромбами источники других районов Большого Кавказа; точечные линии - линии смешения мантийного флюида с газами коры и "метаморфогенного" резервуара (т).
кислых газов участвуют не только и не столько компоненты мантии (резервуара МСЖВ), сколько газы другого генезиса. Это, прежде всего, м етаморфогенная
коровая С02, практически стершхьная по гелию. Именно поэтому концентрации гелия в газах Приэльбрусья, имеющих субмантийные изотопно-гелиевые метки, на 1-3 порядка величины ниже значения 100 ррт, которое приписывается резервуару М(ЖВ.
Изотопный состав углерода метана в углекислых газах
Углекислые газы Главного хребта сильно различаются по величине 513С в сопутствующем метане. Самые изотопно-тяжелые значения 813С(СН4), равные -22,0 и -17,2 %о, оказались в источниках Адыл-Су и Шхельда из центральной части Эльбрусской изотопно-гелиевой аномалии. К ее периферии величина б13С(СН4) снижается до -36,8%о (Нарзан Ледниковый), а в газопроявлениях, еще более удаленных от Эльбруса - до -53,5-^-56,5%о (Уллукам-нижний, Домбай и Тырныауз).
Используя систематику (СН4/3Не)-{КЛ1а) [.Геп<1еп й а1., 1988; и др.], можно оценить доли мантийного и корового компонентов в метане. Такие оценки показывают, что в пробах с концентрацией [СН4] >1-5 % об доля мантийного компонента незначительна и не превышает 1 % от общего количества метана Следовательно, высокие концентрации СН4, отмеченные в газах Главного хребта, не могут иметь мантийный генезис. Но магматические очаги формируют термоаномалии, которые, очевидно, обеспечивают появление термогенного метана с изотопно-тяжелым углеродом. Значения 6|3С в сосуществующих метане и углекислоте позволяют оценить температуру их изотопного равновесия [Фор, 1989]. Для газов упомянутых выше источников Нарзан Ледниковый, Адыл-Су и Шхельда она имеет значения ~ 220,420 и 600°С соответственно. Эти результаты согласуются с изотопно-гелиевыми данными и поддерживают представления о мантийной природе магматогенной термоаномалии в районе Эльбруса.
Травертины Большого Кавказа как индикатор палеофлюидного режима
Углекислые источники - эфемерные образования, время существования которых не превышает первые тысячи лет. Но иногда они отлагают карбонатные травертины, датируя которые, можно восстановить время появления углекислых источников и тем самым уточнить периоды активизации вулканических процессов. Поскольку травертины образуются непосредственно из минеральной воды, то результаты исследования их состава теоретически можно использовать и для реконструкции геохимических характеристик исходных флюидов: химического состава воды, температуры флюидогенерации и изотопного состава свободной углекислоты. Для решения этой задачи исследовался характер пе-
рераспределения химических элементов в системе «травертин-вода», а также оценивались масштабы естественных вариаций геохимических характеристик травертинов по простиранию травертиновой постройки.
На Большом Кавказе известно более 40 травертиновых построек - в районе Пятигорска (на склонах горы Машук), в ближайшем Приэльбрусье (источники Тохана-верхний и др.), в районе вулкана Казбек (Верхне-Кармадонские источники) и в других местах. Большинство их ассоциируется с осадочными породами палеозойского и мезозойского возраста. В зоне выхода древних гра-нито-пнейсов травертины встречаются редко.
Нами было обследовано 37 травертиноотлагающих источников. Их воды отличаются повышенными концентрациями кальция (> 200 мг/л), что, скорее всего, является результатом взаимодействия с карбонатными породами.
В травертинах формируется определенная минералого-геохимическая зональность, которая детально рассмотрена на примере источника Тохана-верхний в Приэльбрусье. Здесь выделено четыре зоны, сменяющие друг друга по мере удаления от выхода минеральной воды: 1) ожелезнения; 2) ожелезне-ния и начального травертинообразования; 3) интенсивного травертинообразо-вания; 4) замедленного травертинообразования. В первой зоне осаждения карбонатов не происходит. Во второй, где СаСОз соосаждается с гидроксидами железа, в порах травертина отмечены выделения арагонита. В третьей и четвертой зонах доминирует процесс садки кальцита, арагонит здесь не обнаруживается.
К основанию купола содержание железа в травертинах снижается более чем на порядок. Одновременно снижаются концентрации и многих других элементов: Мп, №, Ая, гп, Си, Сг, V, Бс, К, Р, 81, А1, РЗЭ, ТЬ, и, Се, 2т, У, Ве, Ва. Скорости фиксации многих элеме нтов в травертинах различаются. Например, отношения Б г/В а и и/ТЬ к периферии купола увеличиваются в 5-7 раз, а отношение Ре/Мп снижается почти в 10 раз. Концентрации редкоземельных элементов, напротив, меняются синхронно, поэтому конфигурация их спектров по простиранию травертиновой постройки не меняется.
Концентрации Ыа, 1Л, Бг, Б ведут себя более консервативно - отношения их концентраций в разных частях травертиновой постройки остаются практически постоянными. Поэтому только эти элементы можно использовать для реконструкции состава исходных вод. Взаимоотношение химического состава травертинов и воды
Попытки использования химического состава травертинов для реконструкции состава воды уже предпринимались при исследовании источников Па-
мира [Дислер, Коновалова, 1989]. В частности, было предложено использовать концентрацию кремния и величину Fe/Mn для определения температурных и окислительно-восстановительных характеристик флюида.
Мы исследовали более широкий спектр элементов. Сопоставление концентраций натрия в воде и в травертинах показало их корреляцию. По найденному уравнению регрессии определялась концентрация [Na] в исходном растворе, что в некоторой степени дает представление о его минерализации. Анализ системы <стравертин-вода» позволил реконструировать концентрации в растворе и других катионов (Li, Mg, Sr, Ва). Поэтому результаты химического анализа травертинов можно использовать и для оценки «базовых температур» па-леофлюидов по Li/Na- и Li/Mg- геотермометрам. Спектры РЗЭ в травертинах не отличаются от спектров, наблюдаемых в травертиноотлагающих водах, что, учитывая их ультранизкие концентрации в растворе, расширяет возможности исследования РЗЭ в природных флюидах.
Особенности изотопного состава углерода и кислорода в травертинах
Величины 513С и 5|80 в 66 образцах травертинов Большого Кавказа варьируют от -6,8 до +16,3 %о при среднем +5,8 %о и от +16,4 до +28,1 %о при среднем +23,5 %о соответственно [Лаврушин и др., 2006]. По составу углерода практически все карбонаты неравновесны С02, выделяющейся из минеральной воды. Разница значений 5|3С в СаС03 и в С02 обычно составляет 11-14 %о, а в источнике Тохана-верхний достигает 24 %о.
Значения 513С и 5180 в травертинах, как в рамках всего Кавказского региона, так и в пределах отдельных куполов меняются прямо пропорционально. Опробование травертиновых построек показало, что с удалением от места выхода воды изотопный состав карбонатов утяжеляется, как по углероду, так и по кислороду. На куполе Тохана-верхний, имеющем протяженность ~ 350 м, величины 5,3С и 5|80 меняются соответственно от +3,8 до +16,3 %о и от +24,6 до +28,1 %о (рис. 9). С учетом этих и других данных определен масштаб изменений 513С и 5180 для травертинов Большого Кавказа, который оценивается в пределах (0,3-0,6) %о и (0,08-0,1) %о на 10 м, соответственно.
Аналогичные закономерности, отмеченные при исследовании травертинов Йелустонского парка и Пиренеев, объяснялись кинетическими эффектами фракционирования изотопов кислорода и углерода [Gonfiantini et al., 1968; Friedman, 1970; Dandurand et al., 1982].
Для проверки этой гипотезы применительно к кавказским травертинам была разработана термодинамическая модель [Бычков и др., 2006]. Расчеты показали, что в системе «вода-кальцит» величина 813С регулируется исклю-
чительно процессом дегазации минеральной воды, пересыщенной углекислотой. Изотопные эффекты, сопровождающие осаждение кальцита из раствора второстепенны. При этом, судя по результатам расчетов, амплитуда вариаций 5ПС в травер-тинах центральной зоны (3), где осаждается ~80% карбонатов, оказывается намного меньше (2,6 %о), чем для постройки в целом (7 %о) (рис. 10). Предложенная модель хорошо описывает направленную изменчивость значений 513С (СаС03). Но наблюдаемые вариации величин 5180 она не объясняет. В рамках модели их рост может происходить только в случае осаждения карбонатов при низких температурах (около 0°С). Однако все источники опробовались в теплое время года (в июле-сентябре). Процессом, способным вызвать такие изменения 6180, может быть испарение воды, которое усиливается в летние месяцы и, вероятно, в какой-то мере компенсирует эффекты фракционирования изотопов кислорода в системе «карбонат-вода».
Величина б180 в травертинах зависит от изотопного состава кислорода минеральной воды и температуры осаждения СаС03. Карбонаты термальных источников (Верхне-Кармадонского и Провала) по сравнению с холодными отличаются более низкими значениями 51вО.
Мы располагали лишь немногими прямыми определениями 5|80 в водах травертиноотлагающих источников. Поскольку было установлено, что в холодных нарзанах величина 5180(Н20) коррелирует с альтитудами источников, то значения 5180(СаС03) сравнивались с высотными отметками и была установлена их прямая корреляция.
расстояние от источника, м Рис. 9. Изменение величин 5"С (а) и 5"0 (б) по простиранию травертинового купола источника Тохана-верхний.
В целом, исследо-
вание изотопного состава травертинов холодных источников показы- 20 вает, что величины 513С и 51вО в верхних частях травертиновых куполов, в общем, зависят от изотопного состава исходной углекислоты (513С) и воды (5180). Однако из-за кинетических эффектов фракционирования изотопов значения 5!3С
10 11 12 13
2345678 9 номера реакторов
Рис. 10. Расчетные соотношения количества (% от общей массы) и величины §'3С (%о) кальцита, осаждающегося из минеральной воды. Пунктирными линиями ограничена область, в пределах которой осаждается 80% СаСОз, а 513С варьирует от +8.0 до +10.6 %а. Цифры на рисунке -расчетные значения й' 5С (СаСОз) в начале и в конце процесса осаждения кальцита.
и 5 О возрастают к подошве травертиновых построек. Кроме того, на соотношение величин 5,3С и б,80 в системе «карбонат-вода-углекислота» влияют температурные условия осаждения карбонатов. Все эти факторы значительно снижают точность реконструкций изотопных характеристик исходных газоводных флюидов.
Найденные закономерности были использованы для реконструкции гидрогеохимических особенностей флюидного режима некоторых районов Большого Кавказа. Образцы древних травертинов и жильных карбонатов были отобраны в Приэльбрусье, а также на дагестанском месторождении минеральных вод Талги [Лаврушин и др., 2003]. Было показано, что флюидный режим в районе Эльбруса, по крайней мере, в течение голоцена был аналогичен современному (изотопные характеристики травертинов, оценки минерализации и температур древних флюидов практически не отличаются от наблюдаемых в современных источниках). На месторождении Талги доказано существование двух разных палеофлюидных систем, резко различающихся по изотопным, химическим и температурным особенностям вод. Возможно, их активность связана с интрузивным телом, внедрение которого предполагается здесь по данным изотопно-гелиевого опробования [Ро1уак е! а!., 2000].
5.2. Термальные азотные и азотпо-метановые воды
В Кавказском сегменте Альпийского пояса известно всего 45 групп азотных водопроявлений, большая часть которых выведена скважинами [Барабанов, Дислер, 1968]. Почти все они локализуются в Закавказье, на территории Грузии и Азербайджана. К северу от Главного хребта имеется только три группы терм с практически чисто азотным составом газовой фазы - Нальчикские, Белореченские н Черкесские. Кроме них, на северном склоне Большого Кавказа есть азотно-метановые, метаново-азотные и метановые термальные источники -в его северо-западном секторе (Горячий Ключ), Осетии (Нижне-Кармадонские), Дагестане (Джани, Кхем, Кизил-Дере, Хзан-ор, Бешта, Рычал-су, Исти-су). Принципиальных различий в геологических обстановках формирования этих терм нет, так что все они образуют единую генетическую группу. Зона развития этих вод охватывает юрско-меловые комплексы обрамления срединного палеозойского массива за пределами зоны развития углекислых вод, включающей центры N2-Q вулканизма.
Температура воды варьирует от 25 до 65 °С. «Базовые» температуры вод источников Северо-Восточного Кавказа изменяются от 60 до 150 "С (tMg-u) или от 60 до 90 "С (tSi02)- Mg-Li-температуры лучше отражают температурную обстановку формирования вод, поскольку этот геотермометр менее чувствителен к процессам приповерхностного разбавления термальных вод холодными метеогенными.
Хотя строгой взаимосвязи между химическим составом газов и величиной 'Не/'Не в Кавказском регионе нет [Polyak et al., 2000], можно констатировать, что для азотно-метановых газов более характерны низкие значения изотопно-гелиевого отношения (3Не/Не до 10*10"8). Например, в термах Южного Дагестана (источники в районе с. Ахты, Хнов, Кизил-Дере, Хзан-ор) отмечены канонические коровые значения ^е/'Не (2+5,5x10"8). Эти данные указывают на отсутствие связи терм Горного Дагестана с внедрениями мантийных расплавов.
5.3. Холодные метановые воды грязевых вулканов
Все грязевулканические районы расположены в подвижных поясах Земли и локализуются в депрессиях, заполненных слабо консолидированными песча-но-глинистыми осадками. Отдельные вулканы обычно приурочены к сводовым частям складок и узлам пересечения тектонических нарушений. Из этих вулканов на поверхность, помимо газа и воды, выносится большой объем грязевул-канических брекчий.
Изучение грязевых вулканов имеет продолжительную историю, но до сих пор об их природе нет единого мнения. Г.В.Абих, С.А.Ковалевский,
A.П.Герасимов пытались доказать родство их с глубинным магматизмом. К.П.Калицкий, В.Н.Вебер, Д.В .Голубятников, И.М.Губкин, Н.С.Шатский,
B.Н.Холодов и их последователи связывают грязевой вулканизм с присутствием в недрах скоплений углеводородов и процессами преобразования вещества, протекающими в разрезе осадочных бассейнов. Однако попытки увязать грязевой вулканизм с глубинной дегазацией Земли не прекращаются до сих пор (С.Д. Гемп, Б.М. Валяев и др.).
Поэтому при изучении грязевых вулканов особый интерес вызывает поиск мантийной (ювенильной) компоненты в составе флюидов. С этой целью обсуждались особенности химического состава грязевулканических вод [Гуляева, 1939; Сулин, 1939; Ходькова, Гемп, 1970; Альбов, 1973; Лагунова, Гемп, 1978; Шнюков и др., 1986], а также изотопные данные по углероду метана и углекислоты [Гемп и др., 1970; Гемп, Лагунова 1978; Валяев и др., 1985], водороду и кислороду воды [Валяев и др., 1985; Есиков, 1995]. Однако из-за неоднозначности этих критериев окончательного решения проблема так и не получила.
Комплексный анализ разнородных геохимических характеристик грязевулканических выбросов может дать отает на вопрос о происхождении их вещества и температуре формирования его газообразной, жидкой и твердой фаз.
Под таким углом зрения автором были исследованы грязевые вулканы Кавказского региона. Здесь известно несколько грязевулканических районов: Южно-Каспийский, Средне-Куринский и Керченско-Таманский. Наиболее крупным является Южно-Каспийский (Азербайджанский) район, в пределах которого насчитывается более 200 вулканов [Якубов и др., 1971]. В Средне-Куринской впадине на территории Грузии (Кахетия) их известно всего 15, около 40 на Таманском полуострове (из них действующих около 20) и ~30 на Керченском [Шнюков и др., 1986]. Для сравнения привлекались данные по грязевым вулканам Туркмении, Сахалина и Аляски.
Геологическая позиция районов грязевого вулканизма
В центральной части Средне-Куринской впадины мощность осадочного чехла достигает 13-14 км, включая 4-6 км мезозойских отложений [Краснопев-цева и др., 1977; Иоселиани, Диасамидзе, 1983; Челидзе, 1983; Адамия, 1985]. Выше лежат молассовые комплексы палеогенового, неогенового и четвертичного возраста, в том числе 5-6 км морских осадков майкопской серии (олигоцен - ранний-миоцен) и 2-2,5 км пресноводно-континентальной ширакской (мэотис-
понт) свиты [Раджабов и др., 1985]. В бортовых частях впадины отмечается, отражая обстановку сжатия, скучивание слоев и широкое развитие тектонических покровов, горизонтальная амплитуда смещения по которым меняется от 4-5 до 25-30 км. [Дотдуев, 1987]. Большие мощности молассового заполнения Средне-Куринской впадины могут отчасти быть результатом повторения в разрезах од-новозрастных толщ, связанного с развитием этих покровов [Адамия и др., 1989]. Вместе с тем, общая мощность коры снижается - с 50-52 км под Большим Кавказом до 40-42 км в Южной Кахетии [Шенгелая, 1978; Philip at al., 1989]. Это связывается с процессами изостатического прогибания и эклогити-зации нижней части коры [Краснопевцева и др., 1977].
Схожее строение разреза осадочного чехла наблюдается и в Индоло-Кубанском прогибе, где мощность только майкопских отложений достигает 44,5 км; на южном борту прогиба отмечается система пологих надвигов, по которым породы мезозоя перекрывают более молодые отложения [Якубов и др., 1980; Шнюков и др., 1986].
В обоих районах особенности локализации грязевых вулканов сходны. Большинство вулканических построек приурочено не к центральным частям бассейнов, где мощности нефтематеринских толщ максимальны, а к их бортам, обращенным к горному сооружению Большого Кавказа и часто осложненным надвиговыми структурами. Но имея схожее строение осадочного чехла, эти районы контрастны по характеру тектоно-магматической активности. Особенностью Средне-Куринской впадины является наличие в интервале глубин 20-40 км «протяженного геологического тела со скоростями продольных сейсмических волн близкими к "мантийным" (7.5-7.8 км/с)» [Челидзе; 1983]. Предполагается, что это интрузия основных и ультраосновных пород. В Индоло-Кубанском бассейне ничего похожего нет. Этот бассейн сформировался в более спокойной обстановке на южной окраине эпигерцинской Скифской плиты. Это позволило рассмотреть особенности грязевого вулканизма в районах с различной магматической активностью.
Состав твердых продуктов извержений
Исследование брекчий может дать представление о возрасте слоев, питающих грязевулканические системы. В ранних работах [Авдусин, 1948; Белоусов, Яроцкий, 1936] считалось, что сопочная брекчия таманских вулканов не содержит пород древнее майкопских. Однако позднее в ней были обнаружены обломки и более древних пород - эоценового, палеоценового, мелового и даже верхнеюрского возраста [Шардаров и др., 1962; Шнюков и др., 1986]. В частно-
сти, обломки пород нижнего мела найдены в брекчиях вулканов Семигорского, Шуго, Гладковского, Северо-Ахтанизовского, Кучугурского, Карабетовой горы, Гнилой, Миски и Сопки.
В грязевулканических брекчиях Куринской впадины наряду с обломками кайнозойских пород также часто встречаются фрагменты пород мезозойского возраста, доля которых возрастает с приближением к отрогам Большого Кавказа [Якубов и др., 1980]. Предполагается, что они мобилизуются из молассовых комплексов, заполняющих впадину.
Фазовый состав глинистых минералов. Рентгенографические исследования глинистых фракций из грязе-брекчий Таманского полуострова и Восточной Грузии выявили некоторые различия в составе и соотношении глинистых минералов. Смектит в глинах большинства грузинских вулканов не идентифицируется. Его следы отмечаются только в самом северном вулкане (Ахтала), расположенном в южном борту Алазанской впадины. Это также единственный вулкан в Восточной Грузии, в котором не выявлены смешаннослойные минералы группы шшит-смектит. Глины остальных грузинских вулканов отличаются обилием этих минералов, содержащих до 30-40% неразбухающих межслоев слюдистого типа. Содержание минералов этой группы увеличивается в южном направлении.
В Таманских брекчиях, напротив, минералы группы иллит-смектит, содержащие более 10% разбухающих межслоев, нигде однозначно не идентифицированы. Преобладают смектит и гидрослюда. Последняя содержит не более 5-10% разбухающих межслоев смекгитового типа. Смектит отсутствует только в некоторых южных вулканах: Гладковском, Шуго и Карабетовском. В составе глинистых минералов здесь доминирует гидрослюда. Во всех образцах брекчий Тамани присутствуют хлорит и каолинит, иногда встречаются дефектные (нетермостойкие) хлориты, вероятно, имеющие аутигенное происхождение. Вторичные хлориты отмечены также и в брекчиях Килы-Купры (Грузия), где они замещают в обломке песчаника чешуйки слюды (биотита).
Известно, что иллитизация смектита начинается при температурах 40-50°С и завершается при ~ 200°С (наиболее интенсивно этот процесс протекает при ~ 120 °С) [Colten-Bradley, 1987; Дриц, Коссовская, 1990; Холодов, 2006]. В геотермических условиях Предкавказья этот процесс наиболее активно проходит в интервале глубин 2-4 км. [Холодов, 1983]. При этом возникают промежуточные минеральные формы: смешаннослойные минералы группы иллит-смектит, а также хлорит, кварц и магнезиальный карбонат. В связи с этим, можно заключить, что «корни» большинства вулканов Грузии располагаются в
средней части зоны иллитизации смектита и вблизи ее верхней границы в большинстве вулканов Тамани. Таким образом, материал, извергаемый вулканами, поступает с относительно небольших глубин, где температура существенно ниже 200°С (вероятно, не превышает 100-120°С). Исключением являются только самые южные вулканы Таманского полуострова (Гладковский, Шуго и Карабетовский), в выбросах которых доминирует гидрослюда, а смектит отсутствует. По-видимому, их флюиды формируются при более высоких температурах или питаются за счет глинистого материала более древних толщ, не содержащих смектит.
Особенности химического состава глинистых фракций. Проведено сравнительное исследование химического состава глинистой фракции (<0,001) из грязевулканических выбросов Таманского полуострова и Восточной Грузии. Сравнение проводилось по осредненным величинам концентраций элементов. Значимыми принимались различия концентраций >20 % (эта граница была принята условно, исходя из 10-15% точности определения концентраций методом ГСР-МБ). В результате было установлено, что глинистый материал из вулканов Грузии сильнее обогащен Ве, М§, А1, К, Са, Мп, Ре, Со, Си, ИЬ, Бг, У, Ъг, ЫЬ, БЬ, Ва, РЗЭ, Т1, ТЬ и и. Для таманских же глин характерны более высокие концентрации В, 1л, Иа, Сг, Мо, Бп, Та. Содержания Бс, Т1, N1, 7х\, ва, Св, Но, Н£, РЬ и В1 примерно одинаковы.
В обоих регионах отмечаются схожие черты латеральной изменчивости химического состава глин. Глинистый материал из вулканов, расположенных ближе всего к горному сооружению Большого Кавказа (Ахтала и Пховели в Грузии, Семигорский, Шуго и Гладковский на Тамани), отличается повышенными концентрациями В, П, Ве, К, 7х, ва, ЛЬ, Бг, Св, Ва, ТЬ и более низкими содержаниями Ыа и
Вулканы Грузии и Тамани различаются также по спектрам РЗЭ, нормированным на состав постархейского сланца РААБ [Тейлор и Мак-Леннан, 1998]. Образцы из Грузии выделяются более высокими концентрациями Ей и вё. Здесь величина Бш/Ец меняется от 3,2 до 3,4 (среднее 3,27), на Тамани она выше - от 3,4 до 4,9 (среднее 4,2). Таким образом, в глинах Таманских вулканов «европиевый минимум» выражен сильнее, чем в Грузии. В целом, значения Бт/Еи в глинах грузинских вулканов близки, к наблюдаемым в вулканогенных породах основного состава (~3), в то время как таманские глины по этому признаку скорее являются аналогами кислых пород (4,2-5).
Обнаружены и специфические региональные геохимические тренды. В Грузии отмечается тенденция снижения к югу от Большого Кавказа концентра-
ций Сг, Ъп, йа, БЬ, Т1, РЬ на фоне постепенного увеличения содержания Мо. На Тамани с удалением от Большого Кавказа отчетливо снижаются только концентрации М§, Бе, Со. Содержание ряда элементов (Ве, А1, Бс, Т1, Ш>, 7х, N(1, и РЗЭ, а также Т1 и ТЬ) достигает максимальных значений, как в самых южных, так и в самых северных вулканах Тамани. Глины из вулканов центральной части полуострова сильнее обогащены Ыа и Мп.
Таким образом, результаты химического анализа глинистых фракций показывают существенные различия в их химическом составе как внутри регионов, так и межрегиональные. Последние, очевидно, обусловлены различным составом исходного материала. Для питающих слоев вулканов Тамани его источниками были мета-осадочные отложения мезозойского и палеозойского возраста Большого Кавказа и Восточно-Европейской платформы, в то время как для грузинских объектов наряду с древним («зрелым») материалом, заметную роль, вероятно, играла свежая вулканокластика, поступавшая с Малого Кавказа. Зональности химического состава глин, по-видимому, обусловлены лито-фациальными особенностями перераспределения вещества в бассейнах седиментации.
Особенности химического состава грязевулканических флюидов
Химический состав грязевулканических флюидов освещался в работах [Лагунова, Темп 1978; Темп и др., 1970; 1979; Якубов и др., 1980; Валяев и др., 1985; Штоков и др., 1986; Поляк и др., 1996; Лаврушин и др., 1996; 1997; 2003; 2005; Дубинина и др., 2004]. Главным объектом нашего исследования были геохимические особенности флюидов, характеризующие их генезис и температуру формирования.
Химический состав воды. Воды таманских вулканов отличаются от грузинских более низкими значениями преобладающей минерализации (10-22 и 20-32 г/л соответственно), скорее всего, из-за первичных различий состава древних морских вод Индоло-Кубанского и Куринского бассейнов седиментации. На этом фоне в обоих регионах иногда встречаются и воды с существенно меньшей минерализацией (до 0,27+5,4 г/л), имеющие, по всей видимости, конденсационный генезис. Все воды характеризуются значениями рН от 7,0 до 9,5, главные компоненты их солевого состава: Ыа+, СГ и НС03". На Тамани средние концентрации НС03' почти в 2 раза выше, чем в Грузии. В воде Таманских вулканов содержание этого иона увеличивается в сторону черноморского побережья и Керченского пролива. Это совпадает с увеличением концентрации С02 в газовой фазе [Шнюков и др., 1986]. По сравнению с морской водой, в которой
[CI] -20 г/л, воды грязевых вулканов заметно опреснены, и только в двух вулканах Грузии (Пховели и Кила-Купра) концентрация [С1] -18 г/л. Судя по результатам опробования вулканов Тамани в 1994 и 2001 гг, общий солевой состав грязевулканических вод довольно стабилен.
Воды грязевых вулканов характеризуются высокими концентрациями йода, брома щелочных и щелочноземельных металлов, а также бора. Концентрации бора и металлов изменяются прямо пропорционально содержанию НС03', а йода и брома - обратно пропорционально.
Средние концентрации многих микрокомпонентов в водах Тамани и Грузии резко различаются. На Тамани воды обогащены В, Mn, Zn, Zr, I, Pb и U. В водах же грузинских вулканов существенно выше концентрации Li, Р, Cr, Fe, Sr, Mo, Ва, W. Наибольшие различия отмечены в концентрациях бора и фосфора. На Тамани средняя концентрация бора в 4-5 раз выше, чем в водах Грузии, но при этом в последних концентрация фосфора более чем в 100 раз выше, чем на Тамани.
Установлена латеральная изменчивость концентраций микрокомпонентов в водах. В Грузии концентрации Li и В больше на вулканах, ближайших к южному склону Большого Кавказа, а с удалением от него возрастают концентрации Р, Sr, I, Ва, U. В таманских вулканах концентрации Li, В, Rb, Sr и Ва также выше в самой южной группе вулканов (Гладковский, Шуго, Семигорский, Восток), прилегающей к Большому Кавказу, а севернее в воде увеличиваются концентрации Mn, Со, Br, Mo, I, Pb, U.
Температурные условия флюидогенераиии. Прямые измерения температуры воды в грязевых вулканах не дают надежных представлений о температурном режиме формирования грязевулканических флюидов на глубине. Поэтому температуры флюидогенерации (базовые) оценивались по гидрохимическим геотермометрам (Na-Mg, Li-Na), разработанным для нефтяных вод [Kha-raka, Mariner, 1989]. Преобладающие значения базовых температур для Тамани и Кахетии близки и составляют 68-85 и 64-73°С. Зная величины геотермических градиентов в этих регионах (-40 и -30 град/км, соответственно [Лагунова, 1974; Буачидзе и др., 1989]), можно ориентировочно оценить глубину флюидогенерации. Она варьирует от -1 до 4 км на Тамани и от 2 до 4,5 км в Кахетии. Преобладают значения 1,7-2,1 и 2,1-2,4 км соответственно, что совпадает с глубинами залегания слоев майкопской серии в разрезе Индоло-Кубанского и Средне-Куринского осадочных бассейнов [Якубов и др. 1980; Шнюков и др., 1986].
В обоих районах отмечено возрастание температур флюидогенерации по
мерс приближения к Большому Кавказу. Тем самым температурные оценки согласуются с результатами исследования минерального состава глинистых минералов - в глинах вулканов, прилегающих к Большому Кавказу, увеличивается содержание гидрослюд, а смектит исчезает, что также может отражать увеличение пластовых температур.
Химический состав газов. Преобладающим компонентом грязевулкани-ческих газов является метан (~70 ~99 % об.). Углекислота имеет подчиненное значение. Ее средние концентрации в газах таманских и грузинских вулканов примерно одинаковы (6,8 и 5,3 % об, соответственно). Максимальное содержание С02 (до ~30 % об.) отмечено в 1994 г. в газах Кучугурского вулкана. Концентрация И2 в газах Тамани обычно меньше 1 % об., но иногда достигает ~5 % об., а в вулканах Грузии до -19 % об. В виде небольших примесей также присутствуют этан (< 0,5 % об.), пропан (< 0,005 % об.), а также Не, Ие, Аг и Н2.
Изотопный состав грязевулканических газов
Углерод. В грязевулканических флюидах Кавказского региона изотопный состав углерода, по данным [Темп и др., 1970; Валяев и др., 1985; Лаврушин и др., 1998], весьма разнообразен. В метане разброс значений 613С и их средние оценки практически одинаковы на Тамани (от -62,8 до -33,4 %о, среднее -44,7 %о), в Грузии (от -57,7 до -23,4 %о, среднее -43,1 %о) и Азербайджане (от -61,2 до -36,6 %о, среднее -47,08 9Ц и при этом сходны с характеристиками близлежащих углеводородных залежей. В грязевулканической углекислоте состав углерода, естественно, иной: на Тамани значения б13С(С02) меняются от -25,9 до +16,0 %о (среднее +1,68 %о), в Грузии от -19,2 до +12,9 %о (среднее -3,65 %о), а в Азербайджане от -36,9 до +24,0 %о (среднее +2,4 %о); при этом в последнем районе 513С(С02) в углеводородных залежах намного легче [Валяев и др., 1985].
Известно, что изотопный состав метана газовых месторождений зависит от пластовых температур, утяжеляясь до -33-^-23 %о при температурах 300-350 "С [Прасолов, 1990]. Предположительно это связано с изотопным обменом в системе «СН4-С02-Сорг». По «метановому» геотермометру температуры образования грязевулканического метана оцениваются в широком диапазоне - от 80120 до более чем 300°С. Но в исследованных пробах разница величин 513С(СН)) и 5|5С(С02) почти постоянна (~45 %о), что не соответствует изотопному обмену СН4- С02в столь большом интервале температур.
Значения §|3С(СН4) и 613С(С02) не постоянны как во времени, так и часто в разных сальзах одного и того же вулкана [Валяев и др., 1985; Лаврушин и др., 1998; Алексеев и др., 2000; Войтов, 2001]. Диапазон величин 5|3С может дости-
гать 10 %о и больше. Значения 5ВС в углекислоте также варьируют во времени, иногда независимо от таковых в метане. Это позволяет предполагать, что изотопный состав углерода в них подвержен влиянию вторичных процессов.
Гелий. По его изотопному составу грязевулканические газы Тамани и Грузии резко различаются [Темп, Лагунова, 1978; Темп и др., 1979; Лаврушин и др., 1996]. На Тамани среднее значение Л= (4.7±0,6) х!0"8 (п=25). В грязевулка-нических газах Кахетии значения Я гораздо выше, колеблясь от 25x10"8 до 220х10"8 и изменяясь вкресг простирания Средне-Куринской депрессии. Это ясно указывает на разгрузку массопотока из мантии в центральной части депрессии, и, следовательно, на обстановку растяжения в ее недрах, обеспечивающую вертикальную проницаемость флюидов, несмотря на огромную мощность осадочного чехла (до 14 км).
Восточнее по простиранию Куринской депрессии - в газах грязевых вулканов Азербайджана значения 3Не/4Не значительно снижаются, отличаясь от канонического радиогенного значения, по-видимому, из-за недоучета контаминации атмосферным гелием. К западу от Средне-Куринской впадины в подземных флюидах Грузинской глыбы, или Дзирульского массива отношение 'Не/'Не тоже уменьшается - до (50-70)* 10"8 [Буачидзе, Мхеидзе, 1989].
Таким образом,
убывание изотопно- «оо гелиевого отношения вдоль простирания Куринской депрессии в обоих направлениях от *х> найденного «южнокахетинского» максимума ограничивает зону проявления растяжения в « ее недрах, а высокие значения изотопно-гелиевого отношения в газах Средне-Куринской ' впадины подтверждают наличие в разрезе крупного интрузивного образования [Челидзе, 1983]. Возраст этой интрузии
х
г
' к А
аУа
1:Х
Х\
х
♦ СГ
Не, ррш
4-1 • -2 □ -3 X -4
1 10 100 «00
Рис. 11. Соотношение величин 'Не/не и концентрации гелия в спонтанных тазах грязевых вулканов: 1 - Грузии, 2 - Керченско-Таманской области [Лаврушин и др., 1996], 3 - Азербайджана [Якубов и др., 1980) и 4 - Туркменистана [Якубов и др., 1980; Лаврушин и др., 1996]. Пунктирной линией показан предполагаемый тренд для газов Кахетии; точечной - для газов Туркменистана.
не был определен, но высокие значения R дают основания отнести ее к кайнозойской (плиоцен-четвертичной?) фазе вулканизма.
В газах Кахетии концентрация гелия [Не] положительно коррелирует с отношением 3Не/4Не (рис. 11). Это не характерно для природных газов, в которых корреляция этих параметров часто отрицательна или отсутствует совсем [Polyak et. al., 2000]. Наблюдаемое в Кахетии соотношение [Не] и R кажется отражением, с одной стороны, молодости чехла Средне-Куринской впадины и его новейших деформаций (что препятствует накоплению радиогенного гелия с низким значением R), а с другой - поставки в него гелия с высоким R мантийными дериватами, на возможность вторжения которых косвенно указывают геофизические данные [Челидзе, 1983].
Генезис С-содержащих газов
Отсутствие в природных газах мантийного гелия однозначно указывает на коровый источник всех остальных их компонентов, в том числе углеводородов. Наличие же такой примеси, очевидное в грязевулканических эманациях Восточной Грузии, позволяет оценить в этих газах возможную долю углеводородов мантийного происхождения. Для этого давно используется нормирование концентраций исследуемых газов по содержанию 3Не [Прасолов, Толстихин, 1987; Poreda et al., 1988; Поляк и др., 1992; Jenden et al., 1993; Лаврушин и др., 1996 и т.д.]. Величины отношений СН^Не, С02/3Не или ХС/3Не сопоставляются с величиной R или отношением RyRa, где Ra - отношение концентраций изотопов гелия в атмосфере. При этом в качестве характеристики мантийного "конечного члена" принимаются данные о соотношениях компонентов в фумаро-лах обычных вулканов суши и подводных курильщиках островодужных систем.
На рис. 12 отражены данные о значениях СН^Не в газах грязевых вулканов. Видно, что мантийная примесь в этих флюидах исчезающе мала. В тоже время, активность мантии может оказывать косвенное воздействие на формирование грязевулканических флюидов, т.к. подъем астенолитов и/или внедрение мантийных расплавов в кору вызывает ее прогрев. Этим и обусловлена выявленная ранее прямая связь фоновых значений теплового потока и изотопно-гелиевого отношения в подземных флюидах [Поляк, 1988]. Вследствие такого прогрева увеличивается степень катагенетических и метаморфических преобразований осадков, растет скорость обмена в системе "вода-порода" и активизируется термодеструкция органического вещества. Последнее, отражается и в изотопном составе углерода СН4.
В тренде зависимости величины 613С(СН4) от R/Ra (рис. 13) видно, что с увеличением доли мантийной составляющей (R/Ra™~>0.05) максимальные значения SI3C возрастают. Иными словами, в районах с высокими значениями R (и, соответственно, глубинного теплового потока) появляется термогенный метан (5|3С > -25%,). Примечательно, что экстраполяция этого тренда до уровня R/Rara ~ 8, отвечающего со-
Короаый конечный член СН/Н«= 3x10" 0,01 R,
0.1 ррт
1,Е+12
1.Е+10
X
%
I О
1,Е+08
1.Е+07
□ Тамань
Восточная Грузия Д Азербайджан ^Туркмения О Сахалин
Мантийный конечный член СН/Не= 1,1x105 6,2 R,
R/R,
временной ман- Рис. 12. Связь отношений СН/Не и КЖ, в газах грязевых вулканов ТИИ ПРИВОДИТ как СНГ. Линия - график смешения конечных членов: "корового"
' ' (СН/Ме=ЗхЮп и 0,01 Я.) и - "мантийного" (СН/Не=Зх10' и 6,2 Я.)
видно на рис. 13, К [по :епаСп е! а1„ 1993]
значению 513С, близкому к -22 %>, т.е. к средней оценке этого параметра как в органическом углероде, так и рассеянном углероде изверженных пород и веществе каменных и железных метеоритов [Галимов, 1968]. Увеличение 5|3С(СН4), отмечаемое с ростом 3Не/4Не, характерно не только для газов грязевулканиче-ских систем, но и для углеводородных залежей и минеральных источников Калифорнии и Аляски [1еп<1еп с!:. а1., 1988; Мо1ука й а1., 1988]. То же отмечено и в углекислых водах Большого Кавказа (см. главу 5.1.).
Таким образом, тенденция, связывающая изотопные составы гелия и уг-
лерода метана имеет общий характер, очевидно, отражая генерацию изотопно-тяжелого метана, вызванную магматогенным теплом. Этот вывод подтверждается и сопостав-
-20
-зо -
-40 -
-50
лением величин "10 5,3С (СН4) с температурами флюидогенера-ции, рассчитанными по гидрохимическим геотермометрам, которое показьюает прямую корреляцию. При этом проявляются па- ^о рагенетические связи изотопного состава углерод-содержащих газов с содержанием в воде некоторых компонентов (НС03, I, Вг, В, ЛЬ, Се, вг, Ва, Ре, Мп).
•70 -
-80
513C(CHJ,%.
•-1 0-2 »-3 +-» 9-5 а-7
0,01
0,1
R/R,
10
Рис. 13. Связь изотопного состава гелия и углерода в метане в грязевых вулканов:! - Грузии; 2 -Тамани; 3 - Азербайджана; 4 - Туркмении 5 - Сахалина; 6 - Калифорния (по [7еп(1еп е! а1., 1988]); 7 - Аляски (по [Мо1ука е1 а!., 1988]). Пунктиром показана линия конечного "мантийного члена" для островодужных систем (по [1епдеп е1 а1., 1988]). Сплошная линия - тенденция связи параметров
Изотопы бора в выбросах грязевых вулканов
Впервые исследован изотопный состав бора в грязевулканических выбросах Тамани и Кахетии [Лаврушин и др., 2003]. По концентрации бора и его изотопному составу можно судить как о первичных геохимических особенностях бассейнов седиментации, так и о температурных условиях взаимодействия в системе «вода-порода» [Deyhle & Kopf, 2001; Kopf & Deyhle, 2002; Kopf et al, 2003]. Взаимодействуя с глинистым веществом, изотопы бора заметно фракционируют. При его сорбции обменный комплекс глин обогащается легким изотопом. Преобразование глинистых пород в эпигенезе сопровождается преимущественным удалением "В из обменного комплекса глин и его переходом в поровые воды [You et al., 1995]. При этом изотопные метки растворенного и
сорбированного бора сближаются [Williams et al., 2001]. Например, если для 25°С эта разница составляет порядка 319Ц то при 350°С она уже не превышает 15%о (относительно стандарта борной кислоты NBS SRM 951).
В сопочных водах изотопный состав бора определялся только в Кахетии. Там величины 5ПВ, изменяясь от +22 до +39,4 %о, не превышают значения в морской воде (+39,5 %о [Spivack, Edmond, 1987]). При этом воды вулканов, ближайших к Большому Кавказу (Ахтапа и Пховели), отличаются меньшими значениями 5ПВ, чем вулканы центральной и южной частей Средне-Куринской впадины (Кила-Купра, Байда).
Определение величин 6ПВ в глинистой пульпе выполнено в обоих регионах. В кахетинских образцах, величина 5ПВ изменяется от -1,2 до +7,4 %о, в таманских- от -7,64 до +13,16%о.
В образцах из вулканов Грузии в глинах виден тот же тренд значений 5"В, что и в водах. Аналогичная зональность отмечается и на Таманском полуострове. Здесь минимальные значения 5ПВ в глинах (от -7,6 до -4,4 %о) обнаруживаются в самых южных вулканах (Шуго, Гладковский и Семигорский), расположенных в отрогах Северо-Западного Кавказа. В северных вулканах (Гнилая, Кучугурский, Шапурский и др.) значения 5ПВ заметно увеличиваются (от +3,8 до +13,2 %о).
Причины формирования в разных районах Кавказа схожей зональности значений б11 В в продуктах грязевого вулканизма могут различаться. Например, эта зональность может указывать на палеогеографические особенности бассейна майкопского времени - наличие зоны прибрежного опреснения и увеличение в прибрежных осадках доли изотопно-легкой по бору континентальной («илли-товой») составляющей, сносимой реками с Большого Кавказа. С удалением от берега содержание последней снижается, зато возрастает доля морской -«смектитовой», отличающейся повышенными значениями 5ПВ. Однако, такая же зональность 8ИВ может отражать и латеральные неоднородности температурных условий (и стадий) постседиментационных преобразований минерального вещества в слоях, питающих грязевулканические резервуары. Это подтверждается обнаруженной прямой взаимосвязью величин 5ИВ в глинах из вулканов Тамани и Кахетии и расчетных температур флюидогенерации. Значения 5ПВ в глинах коррелируют и с другими температурно-зависимыми характеристиками флюидов, например, с 5ПС(СН4) и 513С(С02), подтверждая зависимость изотопного состава бора в глинах от температур флюидогенерации. В целом, эти данные независимым образом подтверждают обнаруженную тенденцию увеличения температур флюидогенерации грязевулканических систем,
прилегающих к Большому Кавказу.
Изотопный состав грязевулканических вод
Относительно усредненного состава океанской воды (БМО\\0 грязевул-канические воды обеднены Б, но почти всегда содержат больше 180. Воды вулканов Таманского полуострова характеризуются широким диапазоном и 6180, преобладающие значения которых меняются от -36,8 до -10,8 %о и от +0,7 до +10,0 %о соответственно (рис. 14). При этом фигуративные точки грязевых вулканов Тамани формируют линейный тренд, отличающийся от линии метеорных вод Крейга.
Рис. 14. Соотношение величин 80 и 8"0 в водах грязевых вулканов Тамани (1)
[с учетом данных: Кетагёку й а!., 2001], Грузии (2), Азербайджана (3)
[Есикоа и др., 1979; Селецкий и др., 1991] и Туркменистана (4) [Селецкий и др., 1973;
Ветштейн, 1982], Каспийского моря (5) [Никаноров и др,1981 ], Черного моря (6),
Азовского моря (7) и атмосферных осадков в Черноморско-Азовском регионе (8)
[Никаноров и др,1981; Ветштейн, 1982; Неуиику е1 а1., 2001].
Сплошной линией показан общий тренд вариации изотопных характеристик вод
Таманских, пунктиром - Грузинских грязевых вулканов.
Относительно других районов с развитой грязевулканической деятельностью (Азербайджан, Туркмения) воды таманских вулканов на диаграмме 6180-5Б характеризуются меньшим разбросом фигуративных точек (см. рис. 14). В Азербайджане экстремальные значения б'^О-ЗБ в сопочных водах немного вы-
ше, а в Туркмении ниже. Воды Грузии по изотопному составу сходны с водами
Таманского полуострова.
Латеральная изменчивость величин 6Р и 8,3Р
В Кахетии встречаются воды с минерализацией до 32 г/л, более высокой, чем на Тамани. Вместе с данными о величинах 8ПВ в сопочных водах Кахетии это позволяло предполагать участие в их формировании осолоненных вод замкнутых бассейнов. Тем не менее, тренды 5Е>- б180 в водах грязевых вулканов Тамани и восточной Грузии сходны (см. рис. 14). По-видимому, процесс, контролирующий изотопный состав вод грязевых вулканов Тамани и Кахетии, является единым и не зависит от региональных особенностей их формирования.
В латеральном распределении величин 50 и 5180 выявляется определенная закономерность. На Таманском полуострове с приближением к горному сооружению Большого Кавказа значения 5Б и 5180 в воде возрастают: воды из вулканов, расположенных у побережья Азовского моря (Гнилая, Миска, Чушка, Синяя Балка, Кучугурский) отличаются более низкими величинами Ю и 5180, чем воды вулканов из предгорий Кавказа (Шуго, Семигорский, Гладковский, Восток, Бугазский). Аналогичная тенденция прослеживается и в Кахетии, где значения 8Б и 5180, меняясь соответственно от -27 до -13%о и от +2,5 до +9,6%о, также возрастают с приближением к горному сооружению Большого Кавказа. Общую тенденцию нарушает только проба воды из вулкана Вайда, низкая минерализация которой (5,4 г/л), вероятно, указывает на ее конденсационное происхождение [Лаврушин и др., 2003]. Взаимоотношение химического и изотопного состава вод Сопоставление «базовых» КаЯл- и Ы/М§-температур с величинами 5180 и Ш доказывает, что утяжеление изотопного состава воды является температурно-зависимым процессом. Это подтверждается определениями изотопного состава пластовых вод, отобранных из скважин Северо-Западного Предкавказья, в которых значения б180 и Ш возрастают пропорционально глубине и, соответственно, температуре [Федоров, 1989,1990].
Сопоставление изотопного состава воды с химическим показывает, что с ростом значений 5Б и 5180 концентрации ионов хлора, брома и йода снижаются, а гидрокарбонат-иона, бора и некоторых щелочных металлов (У, ЯЬ, Сб) возрастают. Таким образом, формирование «содовых» вод (НС03-К'а типа), обогащенных щелочными металлами, сопровождается изотопным утяжелением воды.
Соотношение изотопного состава сопочных вод, газов и брекчий
Многие изотопно-геохимические параметры грязевулканических систем
45
коррелируют между собой и с оценками базовых температур. Автором была высказана гипотеза о взаимосвязи изотопного состава воды (прежде всего 5180) с температурно-зависимыми характеристиками грязевулканических выбросов (с величинами ô13C в газах и 5ПВ в глине).
Была показано, что обогащение поровых вод бором, сопровождающееся снижением величины 5ПВ, происходит на фоне увеличения значений 5D и 5180. Такие особенности геохимии бора и воды в литогенезе обычно связываются с изменением температурных условий взаимодействия в системе «вода-порода» и процессами трансформации смектита в иллит [Williams at al., 2001; Kopf, 2002].
Значения ô13C (CH4 и C02) в газах заметно меняются как во времени, так и при одновременном опробовании соседних сальз [Гемп и др., 1970; Валяев и др., 1985; Войтов и др., 2001]. Поэтому для сравнения с изотопным составом воды использовались величины 513С, осредненные по каждому вулкану. Выяснилось, что ÔD и ô180 прямо коррелируют только со значениями 513С (СН4). Это соответствует известной тенденции утяжеления изотопного состава метана, отмечаемой с ростом температур флюидогенерации [Галимов, 1968; Прасолов, 1990].
В целом, установленные взаимоотношения изотопно-геохимических характеристик твердых, жидких и газообразных продуктов грязевого вулканизма показывают, что их изменчивость во многом определяется температурными условиями флюидогенерации. Многочисленные корреляции, установленные между характеристиками различных фаз флюида, также указывают на поступление всех компонентов грязевулканических выбросов из единого геохимически-уравновешенного резервуара.
Модели формирования изотопного состава грязевулканических вод
Судя по оценкам температур флюидогенерации, почти все грязевые вулканы Таманского полуострова (за исключением Гладковского) питаются водами из отложений майкопской серии. Это также подтверждается сопоставлением химического состава пластовых вод Майкопа и сопочных [Якубов и др., 1980; Шнюков и др., 1986]. Исходный изотопный состав этих вод был явно модифицирован постседиментационными процессами. Однако неизвестно, была ли вода Паратетиса аналогом SMOW или характеризовалась пониженными значениями 6D и 5180 вследствие опреснения. Эта неопределенность порождает разнообразие моделей, объясняющих особенности изотопного состава грязевулканических вод [Дубинина и др., 2004; Лаврушин и др., 2005]. Две из них предполагали изменение океанической воды (SMOW) из-за взаимодействия в системе
46
«вода-порода» и смешения с водами иного генезиса - инфильтрационными или магматогенными. В других рассматривались механизмы изменения вод опресненного морского бассейна в процессе испарения-конденсации в газо-водной залежи или при постседиментационном преобразовании органического и глинистого вещества. Теоретически все эти модели объясняют тренд, наблюдаемый на диаграмме 5180 - 5Б (рис. 14), но не все они сочетаются с другими геохимическими характеристиками грязевулканических флюидов.
Например, палеонтологические данные показывают, что в майкопское время были этапы развития организмов, приспособленных к жизни в водах с пониженной соленостью [Жижченко, 1969]. Эти данные говорят, что вода Па-ратетиса была опреснена, а значит, по своим характеристикам существенно отличалась от Это позволило исключить из рассмотрения модели, использующие 8МО\У. Следует также заметить, что относительно низкая минерализация грязевулканических вод Таманского полуострова (в среднем 14-15 г/л) и гидрохимическая инверсия в водоносных комплексах майкопских слоев [Коллодий, 1971] могут являться не только результатом перераспределения Н20 в системе «вода-порода» или «вода-пар», но и быть унаследованными от опресненного палеобассейна.
Изотопные сдвиги, вызванные изменением солености морской воды, должны были выражаться на диаграмме 5180-5В смещением ее фигуративной точки вдоль линии метеорных вод. Поскольку считается, что древняя линия метеорных вод располагалась на диаграмме 5180-5В примерно так же, как современная [БЬеррагё, 1986], то экстраполяция тренда сопочных вод до линии метеорных дает искомые исходные значения для осредненного изотопного состава вод майкопского палеобассейна - (~ -40 %о) и б180 (« -6 %о) (см. рис. 14). Эти значения и были приняты в качестве «отправной точки» при построении двух других моделей.
В первой модели рассматривались процессы испарения-конденсации рэ-леевского типа, характерные для псевдозакрытых, либо полностью закрытых систем газо-водных залежей. В этом случае составы воды, рассчитанные по соответствующим уравнениям [НоеГв, 2004; НогНа, ^/езоЬчуБЙ, 1994] образуют на диаграмме прямые линии, наклон которых контролируется температурой процесса (рис. 15).
Эта модель «подземного испарения» уже привлекалась для объяснения изотопного состава грязевулканических вод Азербайджана [Есиков и др., 1979; Селецкий, 1991; Есиков, 1995]. Но она не лишена некоторых противоречий. Например, температура (200°С), при которой отмечается наилучшее совпадение
расчетных и наблюдаемых значений б,80 и 50, оказывается заметно выше температур, преобладающих в оценках по гидрохимическим геотермометрам (50100 °С). Модель также подразумевает формирование всех грязевулканических вод при постоянной температуре. Очевидно также, что в модели велика роль случайных факторов и, прежде всего, соотношения объемов жидкой и газообразной фаз. Поэтому она не объясняет наблюдаемую пространственную зональность в распределении величин 50 и 5180 относительно горного сооружения Большого Кавказа.
-10 -5 0 5 10 15 20
Рис. 15. Температурная эволюция изотопных параметров воды по модели дистилляции-конденсации рэлеевского типа. Пунктирной линией показана линия метеорных вод, сплошными - расчетные линии изотопного состава воды для различных температур.
Другая модель предполагает изменение изотопного состава опресненной морской воды в процессе постседиментационных преобразований минерального и органического вещества. Судя по температурам грязевулканических систем, в литогенезе наиболее вероятным процессом, приводящим к утяжелению кислорода воды, является иллитизация смектита. Известно, что температуры, при которых она происходит, совпадают с температурным интервалом активной фазы нефте-газогенерации. Вероятно, в ходе синтеза углеводородов создаются благоприятные условия для обогащения воды дейтерием. Поэтому в качестве буферирующих фаз были выбраны иллит и метан.
Результаты расчета изотопного состава кислорода и водорода формаци-онных вод, находящихся в равновесии с иллитом и метаном, обобщены на (рис. 16). Линии равновесного обмена иллит-СН4-Н20 занимают положение, близкое к; тренду составов вод грязевых вулканов.
48
В отличие от модели рэлеевской дистилляции-конденсации, этот вариант базируется на реальных температурных параметрах формирования вод. Поэтому модель согласуется с наблюдаемой на Тамани и в Кахетии общей географической зональностью изотопных параметров воды и других температурно-зависимых компонентов грязевулканических выбросов (например, б'^СК,) и
Рис. 16. Температурная эволюция изотопных параметров воды, находящейся в равновесии с иллитом и метаном. Пунктир - линия метеорных вод. Цифры - температуры изотопного переуравновешивания. Для расчета взяты три варианта изотопных параметров 5Duct.ii И § Окдлнт* (-60 и +15), (-70 и +20), (-80 и +25) %, относительно ЭМОШ.
Эта модель объясняет и химические особенности вод. Поскольку процесс иллитизации смектита сопровождается 2-10-кратным снижением ионообменной емкости глин [Попов, Абдрахманов, 1990], в поровое пространство пород выделяется значительное количество маломинерализованной межслоевой и рых-лосвязанной воды, обогащенной |80, щелочными металлами и бором (за счет десорбции). Обнаруженные прямые корреляции б|80 с концентрациями этих компонентов и обратные с концентрациями С1,1, Вг согласуются с гипотезой об определяющей роли процесса иллитизации смектита в формировании как солевого, так и изотопного состава воды.
Один из «побочных» продуктов синтеза углеводородов является углекислота. Она регулирует концентрацию НС03" в воде. Поэтому прямая корреляция [НСОз"] с величиной 6Э, очевидно, отражает взаимосвязь изменения изотопного состава воды и степени преобразования органического вещества в литогенезе.
Таким образом, наблюдаемые химические и изотопные составы грязевул-
канических вод лучше всего соответствуют модели изменения изотопного состава воды в результате совокупного воздействия процессов иллитизации смек-тита и синтеза углеводородов, протекающих при различных температурах. Однако следует заметить, что рассмотренные модели весьма формальны и поэтому не могут полностью объяснить все имеющиеся геохимические и геологические особенности грязевулканической деятельности. Можно лишь предположить, что наиболее близко соответствуют реальным наблюдениям два последних варианта эволюции изотопных параметров водной фазы грязевулканиче-ских выбросов. Совершенно очевидно, что эти процессы в природе протекают не изолированно, а могут дополнять друг друга. Совместный их учет, вероятно, позволит исключить противоречия расчетов с некоторыми натурными геохимическими данными. Рассмотренные модели формирования грязевулканиче-ских флюидов могут быть полезны и для понимания процессов, определяющих геохимические особенности состава нефтяных вод.
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
Проведенные исследования флюидных систем Большого Кавказа и его обрамления позволили оценить взаимоотношение корового и мантийного источников вещества и их различных составляющих. Показано, что роль мантийного источника почти всегда незначительна. Установлено, что углекислые воды, ассоциирующиеся с проявлениями молодого вулканизма, гетерогенны по своему генезису. В их газах на фоне больших объемов метаморфогенной С02 мантийная составляющая почти незаметна, а метан, присутствующий в углекислых газах, имеет осадочный генезис. В питании этих источников доминируют воды атмогенного происхождения, в изотопном составе которых сохраняются признаки высотной зональности, характерной для современных атмосферных осадков. Однако, не внося существенного материального вклада, магматическая активность определяет температурные условия флюидогенерации. На Большом Кавказе установлены признаки современной термической активности, ассоциирующиеся с магматическими камерами плиоцен-четвертичных вулканических центров. Вблизи этих центров солевой состав вод обогащается бором, щелочными и щелочноземельными металлами, а в составе газов появляется термогенный метан.
Рассмотрена возможность использования травертинов для палеогидро-геологических реконструкций. Показано, что с их помощью могут бьггь определены некоторые особенности солевого состава вод (минерализация, концентрации некоторых элементов). При этом они оказываются малопригодными для
реконструкции величин 5|3С и 5180 в исходных флюидах.
С углекислыми водами контрастируют метановые воды грязевулканиче-ских систем. Их образование происходит в едином геохимически-уравновешенном резервуаре, располагающемся в толще осадочных пород. Все геохимические данные указывают на то, что явление грязевого вулканизма генетически связано с осадочным циклом преобразования органического и глинистого вещества.
На базе новых данных о величине 3Не/"Не в газах минеральных вод Большого Кавказа определена северная граница Казбекской вулканической области, которая в отличие от Эльбрусской, имеет субширотное простирание, ограничиваясь южным склоном Передового хребта. Детально исследовано распределение величин 3Не/4Не в газах Приэльбрусья и показана возможность использования этих данных для определения границ глубинной магматической камеры Эльбруса. С помощью изотопно-гелиевого метода также подтверждено наличие в разрезе Средне-Куринской впадины интрузивного тела, установленного ранее по геофизическим данным. Высокие значения 3Не/4Не в газах этого района указывают на кайнозойской возраст интрузии. Таким образом, результаты исследования изотопов гелия в спонтанных газах минеральных вод позволяют уточнить существующие геодинамические схемы Кавказского региона н однозначно доказывают мантийную природу новейших вулканитов Большого Кавказа.
СПИСОК РАБОТ ПО ТЕМЕ ДИССЕРТАЦИИ
1. Изотопы гелия в газах грязевых вулканов Тамани. // Докл. РАН, 1996, том 349. № 2. С. 249-252. (соавторы: Поляк Б.Г., Каменский И.Л., Ильин В.А.).
2. Источники вещества в продуктах грязевого вулканизма (по изотопным, гидрохимическим и геологическим данным) // Литология и полезные ископаемые, 1996, № 6. С. 625-647. (соавторы: Поляк Б.Г., Прасолов Э.М., Каменский И.Л.).
3. Первая находка вулканического пепла в четвертичных отложениях Нижнего Поволжья // Литология и полезные ископаемые, 1998 № 2. С. 207-218. (соавторы: Лаврушин Ю.А., Антипов М.П.).
4. Изотопы гелия в термоминеральных флюидах Забайкалья // Литол. и по-лезн. ископ. 1999, № 2, С. 146-157. (соавторы: Поляк Б.Г., Каменский И.Л.).
5. Изотопное отношение 40Аг/36Аг в спонтанных газах минеральных вод Кавказского региона // Литология и полезные ископаемые, 2002. № 3. С. 321327.
6. Изотопы бора и формирование грязевулканических флюидов Тамани (Россия) и Кахетии (Грузия) // Литология и полезные ископаемые, 2003. №2. С. 147-182. (соавторы: Kopf A., Deyhle А., Степанец М.И.).
7. Изотопный состав кислорода и водорода вод грязевых вулканов Тамани (Россия) и Кахетии (Восточная Грузия) // Литология и полезные ископаемые, 2005. № 2.С.143-158. (соавторы: Дубинина Е.О., Авдеенко А.С.).
8. Isotopic evidence (Не, В, С) for deep fluid and mud mobilization from mud volcanoes in the Caucasus continental collision zone Int. J. Earth. Sci. (Geol. Rundsch.) (2003) 92. P. 407-425. (соавторы: Kopf A., Deyhle A., Polyak B. G., Gieskes J. M., Buachidze G. I., Wallmann K., Eisenhauer A.).
9. Изотопный аспект формирования вод грязевых вулканов // Доклады РАН, 2004. Т. 398. № 5. С. 672-674. (соавторы: Дубинина Е.О., Авдеенко А.С.).
10. The genesis of the North Caucasian mineral waters: an isotope and geochemistry study Geochim. Cosmochim. Acta, 2004. Vol. 68, Suppl. 1, A154. (соавторы: Dubinina E.O., Avdeenko A.S.).
11. Первые определения 5I3C в метане углекислых источников Приэльбрусья // Докл. АН, 2005. Т. 404. №1. С. 100-104. (соавторы: Костенко О.Е.).
12. Изотопы кислорода и водорода в минеральных источниках Приэльбрусья // Геохимия, 2005. № 10. С. 1078-1089. (соавторы: Дубинина Е.О., Коваленкер В.А., Авдеенко А.С. Степанец М.И.).
13. Травертины Северного Кавказа // Литология и полезные ископаемые, 2006. № 2. С. 154-182. (соавторы: Кулешов В.Н., Киквадзе О.Е.).
14. Изотопно-гелиевый ареал Казбекского вулканического центра // Докл. АН, 2007, т.414. № 2. С.605-608. (соавторьсПоляк Б.Г., Стрижов В.П., Италиано Ф., Риццо А.).
15. Физико-химическая модель формирования изотопного состава карбонатных травертинов источника Тохана (Приэльбрусье, Северный Кавказ) // Геохимия, 2007. № 3. С. 269-281. (соавторы: Бычков А.Ю., Костенко О.Е., Кулешов В.Н).
16. Литолого-геохимические особенности юрско-меловых отложений Терско-Кумской впадины (по данным бурения на Тарумовской площади) // Вопросы геотермии Дагестана, труды РАН ДНЦ ИГ вып. 44,1993. С.31-39. (соавторы: Зверев В.П., Курбанов М.К.).
17. Mantle helium traces in the Elbrus-Kazbek sector of the Greater Caucasus and adjacent areas // Chem. Geol. 2008. V. 258. (соавторы: Polyak B.G., and Kamensky I.L.).
18. Температура минеральных вод - отражение магматогенной термоаномалии в районе вулкана Казбек // Вестник Владикавказского НЦ РАН, 2004 т. 4. № 3. С. 33-40. (соавторы: Маковозов А.О.).
52
19. Источники углеродсодержащих газов в грязевых вулканах СНГ // Новые идеи в геологии и геохимии нефти и газа // М..ТЕОС, 1997. С. 67-70. (соавторы: Поляк Б.Г.).
20. Мониторинг магматических структур вулкана Эльбрус. Ред. Н.П.Лаверов. М.: ОИФЗ РАН, ИГЕМ РАН, ГНИЦ ПГК (МФ) при КубГУ Минобразова-нии РФ, 2001. С. 192. (соавторы: Собисевич Л.Е., Нечаев Ю.В., Собисевич А .Л. и др.).
21. Геодинамика, сейсмотектоника и вулканизм Северного Кавказа. Ред. Н.П.Лаверов. М.: ОИФЗ РАН, ИГЕМ РАН, ГНИЦ ПГК (МФ) при КубГУ Минобразовании РФ, 2001. С. 336. (соавторы: Рогожин Е.А., Собисевич Л.Е., Нечаев Ю.В., Собисевич А.Л. и др.).
22. Выявление тектонически-ослабленных зон и локальных термических аномалий гидрогеологическими методами в Приэльбрусье // Современные математические и геологические модели в задачах прикладной геофизики. М.: ОИФЗ РАН, 2001. С. 333-346. (соавторы: Поляк Б.Г., Белова Е.П.).
23. Генетические особенности минеральных вод Приэльбрусья в свете изотопии водорода и кислорода // XVI Симпозиум по геохимии изотопов им. ак. А.П.Виноградова 20-23 ноября 2001 г. Тезисы докладов. М. ГЕОХИ РАН. 2001, 139-140. (соавторы: Дубинина Е.О., Коваленкер В.А., Авдеенко A.C.).
24. Глубина флюидогенерации в грязевых вулканах Тамани (Россия) и Восточной Грузии // Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть и газ. Материалы Международной конференции памяти ак. П.Н.Кропоткина, 20-24 мая 2002 года, г.Москва. М.:ГЕОС, 2002. С. 178-181. (соавторы: Kopf А., Deyhle А., Степанец М.И.).
25. Углекислые воды Северного Кавказа: происхождение и условия формирования // Проблемы гидрогеологии XXI века: наука и образование, М.:РУДН, 2003. С. 431-443. (соавторы: Дубинина Е.О., Авдеенко A.C., Кос-тенко O.E.).
26. Новейший вулканизм и углекислые воды Северного Кавказа // Современные методы геолого-геофизического мониторинга природных процессов на территории Кабардино-Балкарии. М.:ИФЗ РАН. 2005. С. 128-155. (соавторы: Поляк Б.Г., Покровский Б.Г., Дубинина Е.О., Авдеенко A.C., Костенко O.E.).
27. Углекислые минеральные воды Северного Кавказа: изотопно-геохимические признаки происхождения водной и газовой фазы // Фундаментальные проблемы современной гидрогеохимии. Труды международной конференции, посвященной 75-летнему юбилею гидрогеохимии. Из-во Научно-технической литературы, Томск. 2004. С. 41-46. (соавторы: Дубинина Е.О., Костенко O.E., Авдеенко A.C.).
28. Новые данные об изотопах гелия и углерода в газах грязевых вулканов Восточной Грузии // XV симпозиум по геохимии изотопов имени ак. А.П. Виноградова. 24-27 ноября 1998 г. М.:ГЕОХИ РАН, 1998. С. 151-152. (соавторы: Поляк Б.Г., Покровский Б.Г., Буачидзе Г.И., Каменский И.Л.).
29. Мантийный гелий в минеральных источниках Забайкалья // XV симпозиум по геохимии изотопов имени ак. А.П. Виноградова. 24-27 ноября 1998 г. М.:ГЕОХИ РАН, 1998. С. 199-200. (соавторы: Поляк Б.Г., Каменский И.Л.).
30. Изотопы гелия в подземных флюидах Северного Кавказа // Геология, геохимия и геофизика на рубеже XX и XXI вв., т. 2, М: Изд-во ООО «Связь-Принт», 2002. С. 157-158. (соавторы: Поляк Б.Г., Чешко А.Л., Покровский Б.Г.).
31. Механизмы формирования изотопного состава вод грязевых вулканов // Тезисы докладов XVII Симпозиума по геохимии изотопов им. ак. А.П.Виноградова. 6-9 декабря 2004 г. М. С. 82-83. (соавторы: Дубинина Е.О., А.С.Авдеенко)
32. Изотопы гелия в газах Северного Кавказа // М-лы конференции «Развитие научных идей А.М. Овчинникова в гидрогеологии» (25-26 октября 2004 г., Москва), МГГРУ-ЗАО «ГИДЭК», 2005. С. 57-61. (соавторы: Поляк Б.Г., Чешко А.Л.).
33. Палеофлюидный режим структуры нефтегазоносной площади Талги // Тр. ДНЦ РАН, ИГ, вып. 49, Геоэкологические проблемы освоения и охраны ресурсов подземных вод Восточного Кавказа // Материалы научно-практической конференции, 22-26 сентября 2003 г. Махачкала 2003. С. 151 - 153. (соавторы: Мацапулин В.У., Кулешов В.Н.).
34. Метан в углекислых газах Приэльбрусья (Северный Кавказ) // Фундаментальные проблемы современной гидрогеохимии. Труды международной конференции, посвященной 75-летнему юбилею гидрогеохимии. Из-во Научно-технической литературы, Томск. 2004. С. 166-170. (соавторы: Костен-ко O.E.).
35. Генезис вод грязевых вулканов Тамани и Кахетии // Гидрогеохимия осадочных бассейнов: Труды Российской научной конференции, Томск, 13-17 ноября 2007 г. Томск:Из-во НТЛ, 2007. С.31-42. (соавторы: Дубинина Е.О., Авдеенко A.C.).
36. Грязевые вулканы: по следам геологической истории // Наука в России, 2008. № 1. С. 27-34. (соавторы: Дубинина Е. О.).
Содержание диссертации, доктора геолого-минералогических наук, Лаврушин, Василий Юрьевич
Введение
1. Фактический материал и методы исследований
1.1. Фактический материал
1.2. Методы полевых исследований
1.3. Методы лабораторных исследований
1.4. Методы оценки температур флюидогенерации
2. Особенности строения Кавказского региона.
2.1. Основные черты современного геологического строения Большого Кавказа и прилегающих осадочных бассейнов
2.2. История геологического развития Большого Кавказа
2.3. Мезо-кайнозойский вулканизм
2.4. Новейший (коллизионный) вулканизм
2.5. Вещественные особенности новейших вулканитов
2.6. Модели формирования горных систем в обстановке континентальной коллизии
2.7. Происхождение вулканизма на коллизионном этапе
3. Природно-климатические, гидрогеологические и изотопно-геохимические особенности флюидного режима Кавказского региона
3.1. Природно-климатическая характеристика
3.2. Гидрогеологическое строение
3.3. Газовая зональность минеральных вод
4. Инертные газы в подземных флюидах и тектоно-магматическая активность
4.1. Взаимосвязь флюидного и тектонического режима
4.2. Признаки современной мантийной активности по данным изотопии гелия
4.3. Тектоническая активность и изотопы аргона в газах Большого Кавказа
5. Особенности флюидного режима Большого Кавказа и его обрамления
5.1. Углекислые воды
5.1.1. Геолого-структурная приуроченность
5.1.2. Температура вод
5.1.3. Геотермические условия и глубины формирования вод
5.1.4. Особенности химического состава
5.1.5. Изотопный состав воды
5.1.6. Химический состав выделяющихся газов
5.1.7. Источники компонентов газовой фазы
5.1.8. Травертины как индикатор флюидного режима
5.2. Термальные азотные и азотно-метановые воды.
5.3.1. Геолого-структурная приуроченность
5.3.2. Температура вод
5.3.3. Особенности химического состава
5.3.4. Изотопный состав воды
5.3.5. Химический состав выделяющихся газов
5.3.6. Источники компонентов газовой фазы 129 Выводы
5.3. Холодные метановые воды грязевых вулканов
5.3.1. Область распространения
5.3.2. Геологическая позиция районов грязевого вулканизма
5.3.3. Состав твердых продуктов извержений
5.3.4. Особенности химического состава грязевулканических флюидов
• Химический состав воды
• Температурные условия флюидогенерации
• Химический состав газов
5.3.5. Изотопный состав грязевулканических газов
5.3.6. Генезис С-содержащих газов
5.3.7. Роль температур в формировании микрокомпонентного состава водыи013С (С02иСН4)
5.3.8. Изотопы бора в выбросах грязевых вулканов
5.3.9. Изотопный состав грязевулканических вод
5.3.10. Модели формирования изотопного состава грязевулканических вод
Введение Диссертация по наукам о земле, на тему "Формирование подземных флюидов Большого Кавказа и его обрамления в связи с процессами литогенеза и магматизма"
Актуальность. Данная работа проводилась по приоритетному направлению исследований РАН «Флюиды в земной коре и мантии Земли», в рамках которого были изучены разнообразные подземные флюиды Кавказского региона. Исследования затрагивали целый ряд фундаментальных проблем геологии. Определение изотопного состава гелия позволяет оценить в природных газах соотношение коровой и мантийной составляющих [Мамырин и др., 1970; Озима, Подосек, 1987; Поляк, 1988; Прасолов, 1990]. Не менее важно определение роли взаимодействия в системе «вода-порода» в формировании изотопно-химических особенностей пластовых вод и природных газов осадочных бассейнов горно-складчатых областей. Эти исследования в сумме дают представление о генезисе и о геохимических циклах воды и углеродсодержащих газов (СН4 и СО2), а также позволяют во многом прояснить механизмы формирования грязевулканических систем. Особенно актуальны такие исследования при изучении флюидов Кавказского сегмента Альписко-Гималайского горно-складчатого пояса, где формирование подземных вод определяется как процессами литогенеза осадочных пород, так и новейшей тектономагматической активностью.
Известно, что тектоническая активность влияет на геохимические особенности подземных флюидов [Масуренков, 1961; Дислер, 1971; Вартанян, 1977; Ломоносов и др., 1977; Пиннекер, 1977 и др.]. Особенно ярко это проявляется при тектоническом омоложении платформенных областей, которое сопровождается ускорением вертикальных движений и проявлениями молодого вулканизма. Под воздействием этих процессов меняется химический состав газов минеральных вод, который в генеральном плане эволюционирует от метанового к азотному и углекислому.
Эти идеи получили развитие во многих работах [Кононов, 1983; Поляк, 1988, 2003; Чудаев и др., 2000; Зверев, 2006; и др.] и на их основе можно связать изотопно-геохимические особенности природных вод с некоторыми тектоническими обстановками, выделенными в рамках плейт-тектонической парадигмы (океанические и континентальные рифты, зоны субдукции, магматические плюмы и т.д.). В диссертации проанализированы геохимические особенности минеральных вод Большого Кавказа и его обрамления, формирующихся в обстановке внутриконтинентальной коллизии.
Общей целью работы было определить изотопно-геохимическим опробованием термоминеральных источников генезис солевой, водной и газовой фаз основных типов минеральных вод региона, ассоциирующихся с различными геолого-структурными элементами Большого Кавказа и его обрамления. Для этого решались следующие задачи:
- уточнение ореолов глубинного магматизма по данным об изотопном составе гелия в подземных флюидах;
- исследование мантийного и корового источников метана и углекислоты в газовой фазе минеральных вод;
- реконструкция температурных условий формирования подземных вод;
- использование травертинов для реконструкции палеофлюидного режима;
- изучение эманаций грязевых вулканов региона с целью выяснения механизмов формирования грязевулканических систем;
Фактический материал. В основу работы положены результаты комплексного опробования минеральных источников Большого Кавказа и его обрамления, проведенного автором в период с 1994 по 2003 гг. Всего было обследовано более 300 минеральных источников, скважин и грязевых вулканов. Взятые образцы воды, газов и твердого вещества (грязевулканические брекчии, травертины) анализировались разными геохимическими и изотопными методами, дающими представление о содержании в них макро- и микрокомпонентов, включая редкоземельные элементы, и стабильных изотопов водорода, кислорода, углерода, бора, гелия, аргона.
Научная новизна и практическая значимость. Последние комплексные региональные исследования минеральных вод проводились в Закавказье более 20 лет назад [Буачидзе, Мхеидзе, 1989], а на Северном Кавказе еще раньше [Углекислые., 1963; Врублевский, 1962; 1969]. В результате сформировалось представление о химизме минеральных вод, и были выполнены первые определения некоторых изотопных характеристик спонтанно выделяющихся газов. К началу данной работы в практику геохимических исследований вошли методы многокомпонентного химического анализа воды (ЮР-МБ и ГСР-АЕБ), а также определения изотопного состава НгО, благородных газов (Не, Аг), уг-лерод-содержащих газов (СО2, СН4) и карбонатов.
Полученный этими методами массив изотопно-геохимических данных позволил сделать оценку соотношения мантийных и коровых компонентов в различных типах минеральных вод региона, а также реконструировать температурные условия их формирования.
На основе новых данных о величине отношения 3Не/4Не в газах минеральных вод Большого Кавказа была определена северная граница Казбекской вулканической области.
Детально исследовано распределение изотопов гелия вблизи вулкана Эльбрус и показана возможность использования изотопно-гелиевых данных для подтверждения наличия и конфигурации интрузивных тел, выделяемых геофизическими методами. Эти данные позволяют уточнить существующие геодинамические схемы Кавказского региона и вносят определенность в представления о механизмах формирования новейших вулканитов Большого Кавказа.
Впервые выполнены определения изотопного состава бора в выбросах грязевых вулканов Таманского полуострова и Восточной Грузии. Они, вместе с другими изотопно-геохимическими характеристиками (химическим и изотопным составом воды, газов и глины), свидетельствуют о формировании грязевулканических флюидов в едином резервуаре, расположенном в верхней части осадочного чехла предгорных прогибов и межгорных впадин региона. Новые данные об изотопном составе грязевулканических вод и разработанные на их базе модели формирования грязевулканических флюидов доказывают «элизионный» генезис грязевулканических систем, связанный с процессами трансформации глинистых минералов и органического вещества в осадочном процессе.
Полученные результаты представляют и практический интерес для использования минеральных вод в целях бальнеологии и в качестве объектов туризма. Приведенные в работе обильные материалы дают представление о многих бальнеологических характеристиках минеральных источников (температуре, минерализации, концентрациях Br, Si, Fe, As, СО2 и др.), а также их географических координатах. Это создает основу для ревизии бальнеологических ресурсов Большого Кавказа и Предкавказья, что может быть учтено при совершенствовании курортной и туристической инфраструктуры региона. Минеральные воды Кавказа можно также рассматривать как памятники природы, формирующие вокруг себя геохимические аномалии (естественные источники загрязнения), вокруг которых иногда образуются специфические биоценозы. Поэтому полученные данные должны представлять интерес для экологов. В некоторых случаях минеральные воды региона могут также рассматриваться в качестве сырьевой базы для извлечения полезных компонентов - I, Вг, Li, Rb, Cs, Sr, C02.
Полученные автором новые изотопно-гелиевые данные также имеют прикладной аспект, касающийся прогноза катастрофических явлений. На Северном Кавказе находятся активные вулканы Эльбрус и Казбек. Последние извержения Эльбруса происходили в начале нашей эры, а Казбека - в VIII веке до РХ [Гущенко, 1979; Богатиков и др., 1998; 2001; 2002]. Существует потенциальная опасность активизации этих вулканических центров, которая может вызвать катастрофические последствия (пеплопады, сходы крупных селевых потоков, паводки и т.п.). Новые данные по изотопии гелия могут быть использованы для планирования сети станций газохимического мониторинга вулканической и сейсмической опасности.
Апробация работы
По теме диссертации автором опубликовано 36 работ, из них 17 в реферируемых журналах. Основные положения работы были также апробированы на международных и всероссийских конференциях и симпозиумах по геохимии стабильных изотопов, нефтяной геологии и гидрогеологии. Кроме того все материалы исследований неоднократно докладывались на ежегодных научных конкурсных сессиях в ГИН РАН.
Структура работы. Диссертация состоит из следующих разделов: введения, четырех глав, заключения, приложения и списка литературы. Общий объем работы составляет 300, из них 211 страниц машинописного текста, 100 иллюстраций и 32 таблицы (из них 9 вынесены в приложение).
Защищаемые положения.
1. Углекислые воды Большого Кавказа представляют собой сложную систему, компоненты которой имеют разный генезис. По изотопному составу гелия и углерода СОг газы минеральных вод близки к газам верхней мантии, однако, судя по высоким значениям СОг/Не, на 1-3 порядка превышающим значения в MORB, доля метаморфо-генной СО2 значительно превышает магматогенную. Примесь метана в газах имеет коровое происхождение, и его повышенные концентрации маркируют надвиговую структуру Главного хребта. В питании источников доминирует атмогенная составляющая. В изотопном составе воды видны следы высотной зональности, типичной для современных атмосферных осадков. Отмечены признаки термической активности, приуроченные к центрам плиоцен-четвертичного вулканизма.
2. Метановые флюиды грязевых вулканов представляют собой гомогенную систему, все компоненты которой (газ, вода, солевая нагрузка) имеют коровый источник и формируются в едином резервуаре в верхних этажах осадочной толщи. Формирование изотопного состава воды грязевых вулканов лучше всего описывается моделью изотопного уравновешивания в системе «вода-иллит-метан». Эта модель согласуется с локальными оценками температур флюидогенерации и основными изотопно-химическими характеристиками газо-водных флюидов (химическим составом воды и величинами 5ИВ и 513Ссда), что доказывает элизионный генезис грязевулканических систем.
3. Высокие величины 3Не/4Не в Кавказском регионе отмечают области внедрения силикатного расплава в кору. Таким способом выяснена конфигурация магматической камеры Эльбруса, подтверждено наличие молодого интрузивного тела в разрезе Средне-Куринской впадины и определена северная граница Казбекской области новейшего вулканизма. Последняя, в отличие от Эльбрусской, не распространяется на Скифскую плиту, а ограничивается Передовым хребтом Большого Кавказа.
4. Геохимические характеристики травертинов позволяют реконструировать некоторые особенности древних флюидных систем: минерализации воды, спектра РЗЭ, концентрации некоторых элементов-примесей, а также для оценки температуры флюидоге-нерации. Однако они непригодны для определения изотопного состава углерода спонтанно выделяющейся СО2 и кислорода воды из-за кинетических эффектов фракционирования изотопов в системе «вода-СаСОз-атмосфера».
Благодарности. Исследования, положенные в основу данной работы, были частью многолетней программы по изучению распределения изотопов гелия в подземных флюидах суши. Автор выражает признательность Б.Г.Поляку, который в значительной степени осуществлял стратегию проводимых исследований, за постоянные консультации. Автор также благодарен O.A. Богатикову, А.Г. Кусраеву, А.Г. Гурбанову, В.И. Черкашину, М.К. Курбанову, Г.И. Буачидзе, Е.Г.Потапову, P.A. Магомедову, М.М. Меликову за помощь и всестороннее содействие в организации полевых работ на территории Северного Кавказа и в Закавказье. Автор весьма обязан В.К. Карандашеву и М.И.Степанец за высокое качество проведенных химических исследований образцов воды и твердого вещества, а также E.H. Дубининой, Б.Г. Покровскому, В.Н. Кулешову, И.Л. Каменскому за прекрасно выполненные изотопные исследования коллекции газо-водных флюидов, собранной автором. Всех перечисленных коллег, а также В.И. Кононова, М.Д. Хуторского, А.И. Бычкова автор сердечно благодарит за ценные советы, замечания и обсуждение материалов на различных этапах подготовки работы.
Заключение Диссертация по теме "Геохимия, геохимические методы поисков полезных ископаемых", Лаврушин, Василий Юрьевич
Выводы
Полученные данные позволяют определить происхождение различных компонентов грязевулканических флюидов. Рассмотренные варианты формирования изотопных параметров грязевулканических вод Тамани и Грузии - результат формализации природных процессов в соответствии с топологией диаграммы 8180 - ЗБ. В связи с этим ни один из них не может полностью объяснить все имеющиеся геохимические и геологические характеристики грязевулканической деятельности. Можно лишь предположить, что наиболее близко соответствуют реальным наблюдениям два последних варианта эволюции изотопных параметров водной фазы грязевулканических выбросов. Совершенно очевидно, что эти процессы в природе протекают не изолированно, а могут накладываться друг на друга. Их разумное сочетание, вероятно, позволит исключить отмечаемые выше противоречия результатов расчетов с некоторыми геохимическими данными.
Наконец отметим, что рассмотренные в работе механизмы формирования изотопных характеристик вод грязевых вулканов, по-видимому, являются далеко не единственными. Например, миграция газоводных флюидов в пористых средах может сопровождаться мембранными эффектами, однако учесть их влияние на изотопный состав воды весьма затруднительно.
Реконструкция температурного режима формирования грязевулканических флюидов с помощью геотермометров в какой-то мере компенсирует пробел в наших знаниях о глубинах формирования грязевулканических систем и проясняет некоторые дискуссионные моменты, касающиеся особенностей их химического и изотопного состава. Сопоставляя геохимические особенности грязевулканических выбросов с расчетными температурами, удалось доказать, что обогащение сопочных вод некоторыми микрокомпонентами (например, 1л и В) происходит в результате увеличения температур взаимодействия в системе «вода-порода» и не связано с гипотетической разгрузкой флюидов эндогенного происхождения [Гемп и др., 1978].
То же самое касается и особенностей изотопного состава углерода метана и углекислоты. Линейная корреляция между 513С в газах и расчетными температурами (см. рис. 5.3.25) дает основание считать, что утяжеление изотопного состава углерода происходит в результате постседиментационных преобразований органического вещества. Кажется, что
13 он может отражать увеличение 8 С в газах, происходящее по мере расходования реакционно-способных форм органических соединений в литогенезе. Любопытно, что, в отличие от грязевых вулканов, подобные эффекты не сказываются на изотопном составе СО? углеводородных залежей Кавказского региона.
По-видимому, такие различия связаны с условиями циркуляции грязевулканических флюидов. В отличие от залежей, которые накапливают углеводороды, грязевулкани-ческие резервуары можно рассматривать как открытые (или частично открытые) газогене-рирующие системы. В них создаются условия для постоянного оттока газообразных продуктов разложения органического вещества. В таких условиях каждая последующая порция метана и углекислоты может иметь более тяжелый изотопный состав (легкий углерод расходуется быстрее). По мере погружения осадков эти тенденции должны усиливаться, что будет также соответствовать росту температуры флюидогенерации. Поэтому величины 813С (СОг) и (СН4) в газах Тамани коррелируют не только с геотермометрами, но и между собой.
Впрочем, такой механизм тоже не является универсальным, поскольку не объясняет часто наблюдаемых вариаций 813С(СН4) и 813С (СОг) в соседних сальзах одного вулкана. Возможно, более важную роль здесь играют процессы изотопного фракционирования углеводородов и СО2 в двухфазной системе «газ-вода», происходящие при их транспортировке по грязевулканическому каналу. Одним из следствий этого может быть также генерация метана (и углекислоты) из различных по молекулярному весу, и соответственно изотопному составу, фракций углеводородов [Буачидзе, Мхеидзе, 1989].
Суммируя обсуждение результатов, можно сформулировать основные выводы:
1. Грязевулканические воды Таманского полуострова и Грузии характеризуются диапазоном величин 5!80 (+0,7 +10,0 %о) и 8Б (-37 -н -13 %о). Как на Таманском полуострове, так и в Кахетии, в распределении величин 8Б и 8180 отмечается общая закономерность - изотопный состав грязевулканических вод утяжеляется с приближением к горному сооружению Большого Кавказа. В том же направлении изменяется химический тип грязевулканических вод от хлоридно-гидрокарбонатного натриевого к гидрокарбонатному натриевому («содовому»).
2. Значения 81) и 8180 коррелируют с температурами флюидогенерации, рассчитанными по гидрохимическим геотермометрам. Очевидно, что утяжеление изотопного состава грязевулканических вод является температурно-зависимым процессом.
3. Отмечены прямые корреляции величин 8Б и 3180 с концентрациями щелочных и щелочноземельных металлов, бора, НСОз и обратная - с концентрациями растворенных галогенов (С1, Вг, I). Они, по-видимому, указывают на активную роль в формировании изотопного состава воды процесса иллитизации смектита, сопровождающегося выделением рыхло-прочносвязанной воды и десорбцией микрокомпонентов из обменного комплекса смектита. Зависимость изотопных параметров от концентрации НСОз в растворе также указывает на вероятную связь с процессами преобразования органического вещества в литогенезе. Наличие обратной корреляции величин и 8180 воды с изотопным составом бора (8ПВ), входящего в обменный комплекс глин, подтверждает предположение о влиянии процесса перехода смектита в иллит на изотопный состав вод.
4. В рамках рассмотренных вариантов механизма формирования изотопного состава грязевулканических вод реконструированы изотопные характеристики воды древнего морского бассейна (Паратетиса), питающей грязевулканические системы Тамани и
Грузии. Вероятно, это был опресненный бассейн, вода которого характеризовалась значениями 5Б — -40%о и 5180 - -6%о.
5. Показано, что вода грязевулканических систем активно участвует в процессах постсе-диментационного преобразования минерального и органического вещества, что приводит к изменению ее изотопного и химического состава. Таким образом, вода не является инертным компонентом, каким ее можно было бы представлять при формальном рассмотрении гипотез о формировании грязевых вулканов в обстановках тектонической коллизии или уплотнения мощных молассовых толщ.
6. Полученные данные лучше всего согласуются с гипотезами «газового» и/или «элизи-онного» происхождения грязевулканических систем. При этом модельными расчетами показано, что изотопное переуравновешивание в системе «иллит-метан-вода» оказывает не менее сильное влияние на изотопный состав воды, чем процессы рэлеевской дистилляции-конденсации. Совокупностью этих процессов можно объяснить практически все изотопно-геохимические особенности грязевулканических выбросов.
7. Формирование грязевулканических вод происходит при температурах от 45 до -170 °С. В исследуемых регионах это соответствует глубинам от -1 до 4,5 км. На таких уровнях здесь залегают слои майкопской и ширакской свит. Отмечено, что как на Тамани, так и в Восточной Грузии вода вулканов, ближе всего расположенных к горному сооружению Большого Кавказа, формировалась при более высоких температурах.
8. С температурами, рассчитанными по гидрохимическим геотермометрам (1л-Ыа и 1л-М^), коррелируют концентрации многих элементов солевого состава (1л, Шз, Сз, Бг, Ва, В, I, НСОз). Это указывает на определяющую роль температуры в процессе формирования химического состава грязевулканических вод при взаимодействии в системе «вода-порода».
9. Существуют заметные различия геохимических характеристик жидких и твердых продуктов извержений вулканов Средне-Куринского и Индоло-Кубанского бассейнов. Судя по спектрам РЗЭ в глинистых фракциях пульпы, в заполнении Средне-Куринской впадины заметную роль играл материал вулканогенного (вулканогенно-осадочного) происхождения.
10. В каждом грязевулканическом районе по глинистым фракциям выявляется определенная минералогическая и химическая зональность относительно главных структурных элементов региона (горного сооружения Большого Кавказа).
11. Распределение 8ПВ величин (впервые определенных в воде и глинах грязевых вулканов Кавказа) также имеет зональный характер - минимальные значения 8ПВ (и в глине и в воде) характерны для предгорных районов. К центральным частям бассейнов они увеличиваются. Такая зональность может отражать повышение температур флюидоге-нерации с приближением к горному сооружению Большого Кавказа.
12. Величины 5ИВ коррелируют с температурами, рассчитанными по гидрохимическим
13 геотермометрам, и значениями 5 С в спонтанных газах (С02 и СН4). Столь тесная взаимосвязь геохимических характеристик твердых, жидких и газообразных составляющих выбросов грязевых вулканов указывает на их поступление из единого (геохимически уравновешенного) резервуара.
13. Исследования изотопов гелия в газах грязевых вулканов доказывают коровое происхождение С-содержащих газов (СН4 и С02). Таким образом, грязевой вулканизм (и скопления углеводородов в осадочных бассейнах региона) не может быть следствием «глубинной дегазации Земли».
14. Источником грязевулканических газов является кора. Однако в районах проявления магматической активности, фиксируемой по повышенным значениям 3Не/4Не, изотопный состав углерода метана заметно утяжеляется. Очевидно, это явление связано с аномальным прогревом пород, вызванным активностью мантии, что приводит к увеличению доли высокотемпературного (изотопно-тяжелого) метана. Этот вывод является следствием связи величины Я и теплового потока [Поляк, 1988], и согласуется с результатами реконструкции температур флюидогенерации по гидрохимическим геотермометрам.
15. Появление "ультратяжелой" углекислоты в грязевулканических газах не связано с влиянием магматических (мантийных) эманаций. Ее происхождение может быть результатом изотопного фракционирования в результате многоактной подземной дегазации и неравновесных условий разгрузки флюида.
В заключение следует заметить, что интерпретация некоторых результатов не всегда может быть однозначной. Например, по гидрохимическим геотермометрам удалось оценить глубины формирования грязевулканических вод в диапазоне от ~1 до 4,5 км. Но мы не знаем, насколько точно эти цифры отражают истинную глубину заложения «корней» грязевых вулканов (в первую очередь это касается оценок максимальных глубин).
Ответ на этот вопрос во многом зависит от принимаемой модели формирования грязевулканических систем. Например, если считать, что сопочные воды разгружаются из зоны аномально-высокого пластового давления (АВПД), сформировавшейся под влиянием каких-либо процессов в некотором объеме пород (грязевулканическом резервуаре), то полученные оценки температур и глубин можно с уверенностью приписать исходному резервуару. В этом случае из-за более высокого гидродинамического давления в канале вулкана, сообщающегося с зоной АВПД, поступление в него вод из субповерхностных водоносных горизонтов практически исключено. В пользу такой модели косвенно свидетельствуют многочисленные геохимические корреляции, обсуждаемые выше.
Несколько иные выводы можно сделать, если считать, что «движущей» силой грязевого вулканизма является сухой газ из разрушающихся газовых залежей, вскрытых тектоническими нарушениями (модель «газового» вулканизма). В этом случае, поднимающийся к поверхности поток газа способен создавать эффект эрлифта, захватывая воду (и грязь) из вышележащих пластов. Такая система будет открыта для притока воды, газа и пульпы из вышележащих слоев. В этом случае, полученные оценки температур могут рассматриваться как минимальные из возможных.
О существовании вулканов такого типа говорят, хотя и редкие, находки конденсационных вод (например, вулканы Байда и Южный Нефтяной), а также разгрузка «сухого» газа на некоторых вулканах. Возможно, что оба эти механизма сосуществуют в природе. Поэтому полученные нами результаты ни в коей мере не ставят точку в понимании многих дискуссионных проблем, связанных с явлением грязевого вулканизма.
Заключение
Региональные особенности флюидного режима Большого Кавказа подчеркивают структурный план региона, возникший в результате внутриконтинентальной коллизии. Это, прежде всего, относится к газовой зональности, в которой распространение азотно-метановых термальных вод маркирует амагматические районы с высокими скоростями вертикальных движений. Углекислые воды приурочены к области плиоцен-четвертичного вулканизма, расположенной в центральном секторе горной системы. Специфика Большого Кавказа обусловлена тем, что в коллизионном ансамбле участвуют континентальные плиты, имеющие мощный осадочный чехол, мезозойский этаж которого вовлечен в процессы горообразования, а кайнозойский - в основном заполняет предгорные и межгорные впадины. Мощность кайнозойских отложений достигает нескольких километров. В их толще формируются месторождения нефти и газа. Однако из-за активного тектонического воздействия нефте-газовые покрышки теряют свою целостность, что в конечном итоге способствует формированию грязевулканических систем.
Данные об изотопном составе гелия в газо-водных флюидах региона позволяют получить независимым методом объективную информацию о масштабах распространения и об источниках магматических расплавов плиоцен-четвертичных вулканических центров Большого Кавказа. Характер соотношения величин Не/ Не в газах и 878г/8б8г в вулканитах (рис. 4.2.) однозначно указывает на поступление расплава из верхней мантии и его контаминацию коровым материалом. Эти данные дают дополнительную информацию для анализа имеющихся геодинамических моделей формирования региона и для выяснения генезиса силикатных расплавов, образовавшихся на коллизионном этапе развития региона. Например, имеющиеся изотопные характеристики вулканитов и газов плохо согласуются с представлениями об образовании вулканитов в результате внутрикорового плавления [Короновский, Демина, 1996; 2007] или при проникновении силикатного расплава нижнемантийного происхождения [Бубнов, 2003; Ершов и др., 2001; 2004].
Исследования изотопов гелия в газах грязевых вулканов показало, что их формирование не связано с магматизмом - с «глубинной дегазацией Земли». Флюиды грязевых вулканов имеют коровое происхождение, генетически связанное с осадочным циклом преобразования органического вещества.
Сравнение изотопных и химических характеристик воды грязевых вулканов и минеральных источников Большого Кавказа показывает кардинальные различия в условиях их формирования. В горных районах преобладают воды трещинного типа, имеющими инфильтрационное питание. Они сохраняют изотопные характеристики воды атмосферных осадков, выпавших на соответствующих высотах. Однако при этом оценки температур флюидогенерации по гидрохимическим геотермометрам показывают, что солевой комплекс минеральных вод формируется на глубинах не менее 1,5 км. Их газовая фаза также имеет смешанное происхождение - в ней участвуют магматогенные и метаморфогенные компоненты (СО2, Не), коровые (СН4) и атмосферные газы (N2, Ar, Ne). Таким образом, углекислые воды представляют собой разнокомпонентную смесь, составные части которой имеют различный генезис.
Воды грязевых вулканов, напротив, формируются в едином геохимически-уравновешенном резервуаре, диапазон глубин (-1,5 + -4,5 км) которого соответствует положению в разрезе Индоло-Кубанского прогиба и Средне-Куринской впадины слоев майкопской и ширакской свит.
Другим важным аспектом исследования грязевулканических систем Кавказского региона является выявление латеральной геохимической зональности, сформированной температурно-зависимыми характеристиками флюидов: 8D и 5180 (в воде), гидрохимическими геотермометрами (Mg-Li и Li-Na), 8ПВ в глине, S13C(CH4) и т.д. Все они показывают на увеличение температур флюидогенерации с приближением к горному сооружению Большого Кавказа. Эти тенденции указывать на наличие региональной термоаномалии, возникшей в результате тектонической коллизии на Большом Кавказе.
В конечном итоге проведенные исследования позволяют сформулировать следующие защищаемые положения:
1. Углекислые воды Большого Кавказа представляют собой сложную систему, компоненты которой имеют разный генезис. По изотопному составу гелия и углерода С02 газы минеральных вод близки к газам верхней мантии, однако, судя по высоким значениям С02/Не, на 1-3 порядка превышающим значения в MORB, доля метаморфогенной С02 значительно превышает магматогенную. Примесь метана в газах имеет коровое происхождение, и его повышенные концентрации маркируют надвиговую структуру Главного хребта. В питании источников доминирует атмогенная составляющая. В изотопном составе воды видны следы высотной зональности, типичной для современных атмосферных осадков. Отмечены признаки термической активности, приуроченные к центрам плиоцен-четвертичного вулканизма.
2. Метановые флюиды грязевых вулканов представляют собой гомогенную систему, все компоненты которой (газ, вода, солевая нагрузка) имеют коровый источник и формируются в едином резервуаре в верхних этажах осадочной толщи.
Формирование изотопного состава воды грязевых вулканов лучше всего описывается моделью изотопного уравновешивания в системе «вода-иллит-метан». Эта модель согласуется с локальными оценками температур флюидогенерации и основными изотопно-химическими характеристиками газо-водных флюидов (химическим составом воды и величинами 8 В и 8 Ссн4Х что доказывает элизионный генезис грязевулканических систем.
3. Высокие величины 3Не/4Не в Кавказском регионе отмечают области внедрения силикатного расплава в кору. Таким способом выяснена конфигурация магматической камеры Эльбруса, подтверждено наличие молодого интрузивного тела в разрезе Средне-Куринской впадины и определена северная граница Казбекской области новейшего вулканизма. Последняя, в отличие от Эльбрусской, не распространяется на Скифскую плиту, а ограничивается Передовым хребтом Большого Кавказа.
4. Геохимические характеристики травертинов позволяют реконструировать некоторые особенности древних флюидных систем: минерализации воды, спектра РЗЭ, концентрации некоторых элементов-примесей, а также для оценки температуры флюидогенерации. Однако они непригодны для определения изотопного состава углерода спонтанно выделяющейся СОг и кислорода воды из-за кинетических эффектов фракционирования изотопов в системе «вода-СаСОз-атмосфера».
В заключение хотелось бы отметить, что полученные результаты не ставят точку в исследовании минеральных вод региона. Осталось довольно много вопросов, которые автор, не располагая соответствующими химико-аналитическими данными, вынужден был оставить за рамками данной работы. В частности несомненный интерес вызывают данные по обогащению минеральных вод Главного хребта бором, литием и другими специфическими компонентами. Также нет полной ясности по вопросу происхождения избыточного азота в углекислых водах Большого Кавказа. Проведение изотопных исследований этих элементов, вероятно, способствовало бы расширению наших знаний об источниках их высоких концентраций и геологических процессах, проходящих в недрах региона.
Библиография Диссертация по наукам о земле, доктора геолого-минералогических наук, Лаврушин, Василий Юрьевич, Москва
1. Абих Г.В. О появившемся на Каспийском море острове и материалы к познанию грязевых вулканов Каспийской области // Тр. Геол. ин-та АзАН СССР, т. 13/39, 1939. С. 21-118.
2. Абрамович И.И., Клушин И.Г. Петрохимия и глубинное строение Земли. Л.:Недра, 1978. 375 с.
3. Авдулов М.В, Короновский Н.В. О геологической природе Эльбрусского гравитационного минимума // Вестник МГУ. Сер. 4. Геология, 1993. №3, С. 94-101.
4. Авдулов М.В. О геологической природе гравитационной аномалии Эльбруса // Изв. АН ССР, Сер. Геол. 1962, № 9. С.67-74.
5. Авдусин П.П. Грязевые вулканы Крымско-Кавказской геологической провинции: петрографические исследования. М.: Изд-во АН СССР, 1948. 192 с.
6. Адамия Ш.А. Особенности строения земной коры и верхней мантии Кавказа и его связь с современными структурами // Геофизические поля и строение земной коры Закавказья. М.: Наука, 1985. С.151-169.
7. Адамия Ш.А., Габуния Г.Л., Кутелия З.А., Хуцишвили О.Д., Цимакуридзе Г.К. Характерные черты тектоники Кавказа // Геодинамика Кавказа. М.: «Наука», 1989. С.3-15.
8. Азбель И.Я., Толстихин И.Н., Радиогенные изотопы и эволюция мантии Земли, коры и атмосферы, 1988. Апатиты:ГИ Кф АН СССР. 140 с.
9. Алексеев В.А., Алексеева Н.Г., Войтов Г.И. Новое об изотопном составе углерода углеродистых газов некоторых грязевых вулканов Таманской грязевулканической провинции // ДАН, 2000, т. 371, № 2, с. 227-230.
10. Альбов C.B. К вопросу о молодом вулканизме в Керченско-Таманской области. // Вулканизм и формирование минеральных месторождений в Альпийской геосинклинальной зоне (Карпаты, Крым, Кавказ). Новосибирск: Наука, 1973. С. 109 112.
11. Аракелянц М.М., Борсук А.М., Шанин Л.Л. Новейшая гранитоидная вулкано-плутоническая формация Большого Кавказа по данным калий-аргонового датирования // Докл. АН СССР. 1968. Т. 182. № 5. С. 1157-1160.
12. Арбузкин В.Н., Фельдман И.С., Трофименко Е.А. Результаты первого этапа электроразведочных работ АМТЗ и МТЗ в геналдонском ущелье // Вестник Владикавказского научного центра, 2004. т.4. № 3. С. 12-24.
13. Ахмедов Г.А., Куликов В.И., Керимов K.M. Геофизические поля и глубинное строение юго-восточного Кавказа // Геофизические поля и строение земной коры Закавказья. М.: Наука, 1985. С.33-43.
14. Балашов Л.С. Геохимия редкоземельных элементов. М: Наука, 1976. 267 с.
15. Барабанов Л.Н., Дислер В.Н. Азотные термы СССР. М.: Изд-во ЦНИИК и Ф, 1968, 120 с.
16. Белоусов В.В., Яроцкий А.Л. Грязевые сопки Керченско-Таманской области, условия их возникновения и деятельности. М.: ОНТИ НКГП СССР, 1936. 154 с.
17. Богатиков O.A., Гурбанов А.Г., Газеев В.М. и др., Активный вулкан Эльбрус и этапы его геологической истории // Катастрофические процессы и их влияние на природную среду. Т.1: Вулканизм. М.: МПНТ РФ, 2002. С. 291-320.
18. Богатиков O.A., Мелекесцев И.В., Гурбанов А.Г., Сулержицкий Л.Д., Катов Д.М., Пурига А.И. Радиоуглеродное датирование голоценовых извержений вулкана Эльбрус (Северный Кавказ, Россия) // ДАН, 1998, т.363, №2, С. 219-221.20.
-
Лаврушин, Василий Юрьевич
-
доктора геолого-минералогических наук
-
Москва, 2008
-
ВАК 25.00.09
- Гидрогеодинамические и гидрогеохимические особенности Пятигорского месторождения минеральных вод
- Геохимические особенности и формирование минеральных вод Центрального Кавказа и Предкавказья
- Инфильтрация воды в базитовое основание осадочных бассейнов и ее геологические следствия
- Первичная природа, термобарогеохимические условия формирования и рудоносность докембрийских метаморфитов Центрального Кавказа
- Роль глубинной геодинамики в формировании гидролитосферы
