WWW.DISSERS.RU

БЕСПЛАТНАЯ ЭЛЕКТРОННАЯ БИБЛИОТЕКА

   Добро пожаловать!

 

На правах рукописи

Лаврушин Василий Юрьевич



Формирование подземных флюидов Большого Кавказа и его обрамления

в связи с процессами литогенеза и магматизма

( 25.00.09 - геохимия, геохимические методы поиска полезных ископаемых)

АВТОРЕФЕРАТ

диссертации на соискание ученой степени

доктора геолого-минералогических наук

Москва - 2008

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 (ОИФЗ РАН, г. Москва)

доктор геолого-минералогических наук, профессор

Холодов Владимир Николаевич (ГИН РАН, г. Москва)

Ведущая организация: Учреждение Российской Академии Наук Дальневосточный Геологический институт 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 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                                Т.А.Садчикова

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 затрагивали 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 углеродсодержащих газов (СН4 и СО2) в земной коре и позволяют прояснить 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 тектономагматической 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 палеофлюидного режима;

– изучение эманаций грязевых вулканов региона;

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, травертины) 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 Ar, 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, Polyak et. al.. 2000; и др.].

К началу работы определения изотопного состава Н2О, благородных и углерод-содержащих газов и карбонатов вошли в обычную практику геохимических исследований, как и методы многокомпонентного химического анализа воды (ICP-MS и ICP-AES). Широкое использование этих геохимических характеристик позволилло 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/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 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 грязевулканических 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 «элизионный» 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, CO2 и др.). В некоторых случаях минеральные воды могут рассматриваться и в качестве сырьевой базы для извлечения полезных компонентов – I, Br, Li, Rb, Cs, Sr, СО2. 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; Богатиков 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 опасности и для планирования сети станций мониторинга вулканической и сейсмической опасности.

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 350 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 CO2 газы минеральных вод близки к газам верхней мантии, однако, судя по высоким значениям СО2/Не, на 1-3 порядка превышающим значения в MORB, доля метаморфогенной 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 11В и 13ССН4), 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 СО2 и кислорода воды из-за кинетических эффектов фракционирования изотопов в системе «вода–СаСО3–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 О.А. Богатикову, А.Г. Кусраеву, А.Г. Гурбанову, В.И. Черкашину, М.К. Курбанову, Г.И. Буачидзе, Е.Г.Потапову, Р.А. 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 Е.Н. 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.

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 внутриконтинентальной коллизии. Всего автором было обследовано более 300 водопроявлений региона.

Химический состав воды, травертинов и глинистых фракций из грязевых вулканов определялся методами ICP-AES и ICP-MS в Аналитическом центре Института проблем технологии микроэлектроники и особочистых 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 (δD и δ18О) проводились в Институте геологии, минералогии, петрографии и геохимии рудных месторождений РАН (ИГЕМ РАН, г. Москва) и в Геологическом институте РАН на масс-спектрометре DELTAplus фирмы ThermoQuest (Finigan). Определение изотопного состава углерода в СО2 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 1201ИГ.

Поскольку преимущественно опробовались естественные водопроявления, температура формирования которых на глубине была неизвестна, то для оценки температур флюидогенерации применялись гидрохимические геотермометры (SiO2, 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 Pichon, 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 Куринская). С позднего миоцена (N12) в регионе постоянно господствует обстановка субмериодинального 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; Зоненшайн 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 [Чернышов и др., 2000]. В координатах 87Sr/86Sr–Nd фигуративные точки молодых вулканитов Большого Кавказа образуют 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

Кавказского региона

В главе приводится характеристика климатических и гирогеологических особенностей Большого Кавказа и его обрамления, рассматриваются региональные особенности химизма вод (солевого и газового состава), а также приводятся данные о региональных особенностях распределения изотопных характеристик инертных газов (Не и Ar).

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 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 I 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, А.М. Овчинникова, Н.Н. Славянова, В.В. Иванова, А.Н. Огильви, Ю.А. Будзинского, А.Н. Бунеева, М.И. Врублевского, 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 грязевулканических 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, А.В. Щербакова, А.А. 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 трещинно-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, 1960; 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 СО2). 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; и др.] 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 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 оС [Курбанов, 2001]. Местами в районах распространения азотно-метановых, а иногда и углекислых вод встречаются выходы сероводородных вод, обогащенных H2S (месторождения Талги, Тамиск, Мацеста, 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; Lupton, 1983; Поляк, 1988; и др.], изотопный состав гелия в геологических объектах является однозначным индикатором наличия в них мантийного компонента (с 3Не/4Не=R~10-5), поскольку в континентальной коре с кларковым содержанием материнских элементов (U, Th и Li) каноническое радиогенное значение R~10-8.

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 радиогенному значениями R не более ~10×10-8 (фоновыми для эпигерцинской Скифской плиты, в регионе отмечены и чрезвычайно высокие величины – до 600-870×10-8 [Polyak et. al., 2000; Лаврушин и др., 2003, 2007 ].

Область высоких значений 3Не/4Не приурочена к осевой части горной системы Большого Кавказа, причем максимальные значения R 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 R снижаются до 30-5010-8.

Таким образом, область высоких значений R полностью включает в себя зону распространения углекислых вод. К северу от Главного хребта с изменением состава газового состава вод с углекислого на азотно-метановый величина R снижается, приближаясь к фоновым значениям для Скифской плиты.

Корреляция величин 3Не/4Не в газах источников с 87Sr/88Sr в Эльбрусских, Казбекских и Пятигорских вулканитах доказывает (рис. 1), что транспортировка мантийного гелия в верхние части коры осуществляется силикатным расплавом, а сами расплавы имеют мантийную 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 по изотопно-гелиевым данным надежно определена 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 от 190×10-8 до 27×10-8. 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.

Таким образом, к северу от Казбека убывание отношения 3Не/4Не оказывается гораздо более быстрым, чем в Приэльбрусье. Там ореол повышенных значений 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 магмоподводящей роли Цхинвал-Казбекского разлома. Он относится к Аграхан-Тбилисско-Левантийской левосдвиговой разломной 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, R=14610-8), несмотря на малое число углекислых источников в междуречье рр. Черек Балкарский – Чегем, позволяют предполагать, что вдоль Главного хребта Казбекская вулканическая область сливается с Эльбрусской.

4.3. Тектоническая активность и изотопы аргона в газах Большого Кавказа

Величина 40Ar/36Ar в газах региона меняется от субатмосферных (295,6 ± 3) и более низких значений (272 в Дагестане и 285 в Приэльбрусье) до 660. Обогащение радиогенным 40Ar/ 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 40Ar/36Ar отмечаются в газах источников северо-восточной 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 40Ar/36Ar не выявляет какой-либо статистически значимой взаимосвязи, что доказывает коровую природу избыточных количеств 40Ar. Вероятно, обогащение подземных газов радиогенным аргоном происходит вследствие прогрева, механического дробления и кливажирования пород. Поэтому соотношение 40Ar/36Ar кажется перспективным индикатором 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 40Ar. В предгорных и межгорных впадинах под влиянием высокой геодинамической активности происходит тектоническое вскрытие залежей углеводородов, что отражается в появлении метановых источников и грязевулканических систем. С другой стороны, та же активность приводит к вторжению в верхние горизонты коры мантийных магматических очагов, что проявляется в повышении значений 3Не/4Не 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 из 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 Койсу (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 10-15оС. Более высокие температуры отмечены лишь в в Верхне-Кармадонских источниках (54оС), пятигорском Провале (42оС) 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 вулканических центров (Эльбруса, Казбека, лакколитов КМВ), что указывает на существование здесь магматогенных термических аномалий.

Оценки «базовых температур» формирования углекислых источников, выполненные по гидрохимическим геотермометрам [Fournier at al., 1973, 1979; Fouillac at al., 1981; Kharaka at al. 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, CВ и субширотного простирания. Угол между первыми двумя составляет 90о, а с осью Главного хребта (фронтом коллизии) они образуют углы ~45о. На местности эти зоны проходят по долинам рек Кыртык и Бийтик-Тебе (субширотная), рек Худес и Кубани (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, рассчитанными по Na-Li-геотермометру, дает оценку глубины циркуляции для вод Эльбрусского 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 N2-Q 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 (n=110). Севернее, в зоне развития осадочных комплексов юрско-мелового возраста максимальная и средняя минерализация возрастают до ~20 г/л и ~5 г/л (n = 40) (соответственно). Увеличение минерализации в северном направлении сопровождается изменением химического типа воды с НСО3/Са на НСО3-СL/Na-Ca и Cl/Na. Ионы Mg+2 и SO4-2 имеют подчиненное значение. Концентрация [Mg+2] редко достигает 30 мг.-экв.%, а [SO4-2], как правило, не превышает 2 мг.-экв.%.

Eh вод варьирует от ~ +100 до +350 мВ, а величина рН - от 5,1 до 7,0. Концентрация растворенной углекислоты [СО2 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 [СО2 вр]. Например, в скв. 1 месторождения Багиата (Южная Осетия) оно достигает 5,5 г/л. В Эльбрусском районе в латеральных вариациях [СО2 вр] видна определенная закономерность – область максимальных концентраций вытянута в субширотном направлении и располагается севернее Эльбруса, совпадая с положением Пшекиш-Тырнаузской шовной зоны.

Особенностью химизма углекислых вод Большого Кавказа является прямая корреляция между концентрациями [НСО3-] и [Cl-]. На первый взгляд, она подтверждает старые представления об эндогенном генезисе хлор-иона [Масуренков, 1961. Однако, как показывают наши данные, с приближением к Эльбрусу систематического увеличения концентрации хлор-иона не происходит. корреляция же концентраций НСО3- и Cl, вероятно, носит парагенетический характер, отражая изменение условий формирования вод по мере удаления от Главного хребта.

Для углекислых вод характерны высокие концентрации многих микрокомпонентов. Из бальнеологически значимых в воде часто присутствуют кремний ([Н4SiO4] до 220 мг/л, в среднем 57 мг/л, n=165), бор ([В] до 145 мг/л, среднее 17 мг/л, n=165), железо ([Fe] до 63 мг/л, среднее 9 мг/л, n = 165). Максимальные концентрации кремнекислоты обнаруживаются в источниках, ближайших к Эльбрусу, Казбеку и вулканическим центрам Кельского нагорья. С удалением от них [Н4SiO4] 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 Cl- и НСО3- и общей минерализацией воды.

значения Сl/B минимальны в источниках Главного хребта, варьируя от 1-5 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 Cl/B=4100). Аналогичная тенденция наблюдается и на южном склоне Большого Кавказа в Южной Осетии. Таким образом, с удалением от Главного хребта 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(CO3)2-) тяжелых РЗЭ при субнейтральных и слабокислых значениях рН, присущих углекислым водам [Балашов, 1976; Mller et al., 1993; Johannesson et al., 1994].

Изотопный состав воды

Изотопный состав углекислых вод наиболее полно был изучен в районе 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 δD и δ18О в углекислых водах Северного Кавказа, включая район КМВ и Западный Кавказ, варьируют в широком интервале значений – от -108 до -52‰ и от -14,4 до -2,5‰ относительно SMOW соответственно [Ляшенко, Потапов, 1984; Кучер и др., 1989; Соколовский и др., 1992; Селецкий и др., 1995]. окрестности Эльбруса характеризуются более узким диапазоном значений как δD (от -100 до -78 ‰), так и δ18О (от -14,2 до -6,0 ‰). В отличие от углекислых вод КМВ и Западного Кавказа, соотношение величин D и 18О в источниках Приэльбрусья близко к «линии Крейга» (рис. 3 ). В латеральном распределении δD и δ18О есть определенная закономерность – их минимальные величины отмечаются в источниках ближайших к Главному хребту.

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 примесей присутствуют N2, CH4, CO, О2, благородные газы, редко Н2. Концентрации азота и метана больше в источниках, формирующихся в осадочных комплексах юрско-мелового возраста (район КМВ, Северная и Южная Осетия), т.е. возрастают к периферии горного сооружения. Таким же образом меняется и концентрация гелия – с удалением от Эльбруса и Казбека к периферии горного сооружения его концентрации возрастают, достигая максимальных значений в газах КМВ.

Метан присутствует в количествах от 610-5 до 15-20 % об., обычно пропорциональных концентрациям «воздушных и коровых» газов (N2, Ar, Ne, Не). В углекислых водах Приэльбрусья исследована латеральная изменчивость содержания [СН4] в спонтанно выделяющихся газах. На периферии горного сооружения там, где формирование углекислых вод происходит в водоносных комплексах мезозойского возраста, это содержание, как правило, возрастает. Однако высокие концентрации метана (до 0,5-15 % об.) встречаются и в газах некоторых источников Главного хребта (рис. 4), 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=R в углекислых, азотных и метановых газах Кавказского региона обсуждались в главе 3. Максимальные значения R 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 R резко снижается от (0,500,87)10-5 на расстоянии 9-12 км от вулкана, до ~0.210-5 на расстоянии более 15 км. Положение изолинии R=35010-8, в общем, совпадает с границей Эльбрусской кальдеры, выделенной геолого-геоморфологическими наблюдениями [Богатиков и др., 1998]. Но в северо-восточном, восточном и южном секторах кальдеры область повышенных значений R выходит за ее пределы, до водораздела рек Баксан и Чегем.

Сопоставление с температурами вод и результатами других исследований [Богатиков и др., 2002], которые показывает, что вулканическая постройка Эльбруса находится на западной периферии геотермической и изотопно-гелиевой аномалии, совпадающей с зоной разуплотнения горных пород. Последняя интерпретируется [Богатиков и др., 2002; Шемпелев и др., 2005] как основная магматическая камера, питающая вулканические центры Эльбрусского района. Границы этой зоны примерно соответствуют изолинии 200-250 (10-8) (рис. 5).

Последнее извержение Эльбруса происходило в I-II в.н.э. [Богатиков и др., 1998; 2001], что указывает на потенциальную вулканическую опасность этого района Кавказа в целом. Кажется, что выявленная изотопно-гелиевая аномалия очерчивает область максимальной вероятности такого риска.

Трахилипаритовые лакколиты КМВ с возрастом ~ 8 Ma (Pohl et al., 1993) находятся в области более низких значений R (в среднем 7810-8). Такое снижение значений 3Не/4Не к северу от Эльбруса поддерживается изменением состава стронция в вулканитах (рис. 1) и указывает на бльшую контаминацию трахилипаритов коровым веществом. Она может быть следствием обогащения мантийными компонентами магм более поздних генераций. На такую возможность указывает антидромный характер изменения химического состава продуктов Эльбруса [Милановский, Короновский, 1973] и некоторые другие признаки.

в Кельско-Казбекском районе распределение величин 3Не/4Не изучено менее детально. здесь максимальные значения R (до 69010-8) 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 СО2

Изотопный состав углерода в СО2 был хорошо изучен в термальных водах района 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 13С в этих источниках, так и ее вариации в пространстве и времени.

Изменчивость 13С(CO2) во времени изучена в Приэльбрусье. опробование одного из источников Джилысу (р. Бийтиктебе) в 1999 году показало, что здесь величина 13С(СО2) в течение 12 дней варьировала от -5,9 до -6,4 ‰ относительно PDB. Через год здесь же значение 13С(СО2) составило -5,4‰. Опробование других источников показало, что вариации 13С в углекислоте, как правило, не превышают 1‰. Исключение составляют газы источников Джилысу на р. Малка. В них значение 13С(СО2) в 1998 и 2000 гг. составило -5,8 и -3,0 ‰ соответственно. В целом, полученные данные указывают на относительную стабильность величины 13С в СО2.

Зато в Приэльбрусье видна изменчивость 13С(CO2) в транскавказском направлении. Около Эльбруса значения 13С(СО2) по 55 пробам варьируют от -8 до -5‰, составляя в среднем -6,9‰. К северу от вулкана, в районе КМВ, значения 13С(СО2) увеличиваются («утяжеляется») до -4,0 -1,4‰ (рис. 6 а, б, в). Вместе с тем, здесь же в некоторых пробах встречается и изотопно-легкая углекислота (с 13С от -9,0 до -12,6‰). Аналогичные тенденции прослеживаются и в газах Казбекской области. Таким образом, спектр значений 13С(СО2) в районах, удаленных от Главного хребта, очевидно, обусловлен, с одной стороны, изотопным обменом СО2 с карбонатами осадочного происхождения, а с другой – окислением органического вещества.

По простиранию Главного хребта значения 13С(СО2) тоже изменяются. Восточнее Эльбруса, в шести углекислых источниках Северной Осетии и Дагестана величина 13С(СО2) снижается до -10,8, составляя в среднем -10,1‰ [Газалиев и др., 1982; Соколовский и др., 1992]. По нашим данным, и к западу от Эльбруса углерод СО2 тоже становится изотопно легче: в Пхейскийх (Лаштракских) и Краснополянских нарзанах величина 13С в семи пробах снижается до -11,0‰, в среднем составляя - 8,9‰.

В целом, углекислые газы Приэльбрусья по изотопным характеристикам гелия и углерода похожи на газы верхней мантии (MORB), в которых 3Не/4Не =(1.15±0.1)10-5 [Marty & Tolstikhin, 1988], а δ13С = -5…-8‰ [Галимов, 1968; Javoy at al., 1986]) (рис. 7). Однако, имея «субмантийные» изотопные характеристики, они существенно отличаются от газов резервуара MORB более высокими (на 1-3 порядка) отношениями СО2/Не [Marty and Tolstikhin, 1998]. Это, указывает на присутствие в этих газах преобладающей доли углекислоты «немантийного», т.е. корового генезиса.

В углекислых газах Приэльбрусья содержание гелия [He] очень мало – до 0,06 ppm (рис. 8). Сопоставление величин [He] и 3Не/4Не показывает, что в источниках, в газах которых [He]<5 ppm, намечается положительная корреляция R и [Не]. Такое необычное для природных газов соотношение концентрации и состава гелия подтверждает, что в формировании северокавказских углекислых газов участвует не только и не столько компоненты мантии (резервуара MORB), сколько газы другого генезиса. Это, прежде всего, метаморфогенная коровая СО2, практически стерильная по гелию. Именно поэтому концентрации гелия в газах Приэльбрусья, имеющих субмантийные изотопно-гелиевые метки, на 1-3 порядка величины ниже значения 100 ppm, которое приписывается резервуару MORB.

Изотопный состав углерода метана в углекислых газах

Углекислые газы Главного хребта сильно различаются по величине 13С в сопутствующем метане. Самые изотопно-тяжелые значения 13С(СН4), равные -22,0 и -17,2 ‰, оказались в источниках Адыл-Су и Шхельда из центральной части Эльбрусской изотопно-гелиевой аномалии. К ее периферии величина 13С(СН4) снижается до -36,8‰ (Нарзан Ледниковый), а в газопроявлениях, еще более удаленных от Эльбруса –до -53,5-56,5‰ (Уллукам-нижний, Домбай и Тырныауз).

Используя систематику (СН4/3Не)–(R/Ra) [Jenden et al., 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 13С 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 600С соответственно. Эти результаты согласуются с изотопно-гелиевыми данными и поддерживают представления о мантийной природе магматогенной термоаномалии Эльбруса.

Травертины Большого Кавказа как индикатор палеофлюидного режима

Углекислые источники ­– эфемерные образования, время существования которых не превышает первые тысячи лет. Но они иногда 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 перераспределения 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 других местах. Большинство их ассоциирует с осадочными породами палеозойского и мезозойского возраста (рис. 9). В зоне выхода древних гранито-гнейсов возраста 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.

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) ожелезнения и начального травертинообразования; 3) интенсивного травертинообразования; 4) замедленного травертинообразования. В первой зоне осаждения карбонатов не происходит. Во второй, где СаСО3 соосаждается с гидроксидами железа, в порах травертина отмечены выделения арагонита. В третьей и четвертой зонах доминирует процесс садки кальцита.

к основанию купола содержание железа в травертинах снижается более чем на порядок. Одновременно снижаются концентрации и многих других элементов: Mn, Ni, As, Zn, Cu, Cr, V, Sc, K, P, Si, Al, PЗЭ, Th, U, Cs, Zr, Y, Be, Ba. Скорости фиксации разных элементов в травертинах различаются. Например, отношения Sr/Ва и U/Th в осадке к периферии купола увеличиваются в 5-7 раз, а отношение Fe/Mn снижается почти в 10 раз.

Концентрации редкоземельных элементов, напротив, меняются синхронно, поэтому спектры РЗЭ из разных зон сходны. Концентрации Na, Li, Mg, Sr, S тоже ведут себя 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 Памира [Дислер, Коновалова, 1989]. В частности, для определения температурных и окислительно-восстановительных характеристик флюида было предложено использовать концентрацию кремния и величину Fe/Mn.

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 дает представление о его минерализации. Анализ системы «травертин-вода» позволил реконструировать концентрации в растворе и других катионов (Li, Mg, Sr, Ba). Поэтому результаты химического анализа травертинов можно использовать и для оценки «базовых температур» палеофлюидов 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 13С и 18О в 66 образцах травертинов Большого Кавказа варьируют от -6,8 до +16,3 ‰ при среднем +5,8 ‰ и от +16,4 до +28,1 ‰ при среднем +23,5 ‰ соответственно [Лаврушин и др., 2006]. По составу углерода практически все карбонаты неравновесны СО2, выделяющейся из минеральной воды. Разница значений 13С в СаСО3 и в СО2 обычно составляет 11-14 ‰, а в источнике Тохана-верхний достигает 24 ‰.

Значения 13С и 18О 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 13С и 18О меняются соответственно от +3,8 до +16,3 ‰ и от +24,6 до +28,1 ‰. С учетом этих и других данных оценен масштаб изменений 13С и 18О для травертинов Большого Кавказа, который зависит от размеров постройки и составляет (0,3–0,6) ‰ и (0,08–0,1) ‰ 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 13С регулируется исключительно процессом дегазации минеральной воды, пересыщенной углекислотой. Изотопные эффекты, сопровождающие осаждение кальцита из раствора второстепенны. При этом, судя по результатам расчетов, амплитуда вариаций 13С в травертинах центральной зоны (3), где осаждается ~80% карбонатов, оказывается намного меньше (2,6 ‰), чем для постройки в целом (7 ‰) (рис. 10). В целом, модель хорошо описывает направленную изменчивость значений 13С (СаСО3). Но наблюдаемые вариации величин 18О она не объясняет. В рамках модели их рост может происходить только в случае осаждения карбонатов при низких температурах (около 0оС). Однако все источники опробовались в теплое время года (в июле-сентябре). процессом, способным вызвать такие изменения 18О, 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 18О в травертинах зависит от изотопного состава кислорода минеральной воды и температуры осаждения СаСО3. Карбонаты термальных источников (Верхне-Кармадонского и Провала) по сравнению с холодными отличаются более низкими значениями 18О. Мы располагали лишь немногими прямыми определениями 18О в водах травертиноотлагающих источников. Поэтому для выяснения связи между значениями 18О(СаСО3) и 18О(Н2О) последние определялись большей частью косвенно – по выявленной изучением изотопного состава вод региона корреляции между величинами 18О(Н2О) и альтитудами источников. Было установлено, что в холодных источниках величина 18О(СаСО3) коррелируется с абсолютными отметками.

В целом, исследование изотопного состава травертинов холодных источников показывает, что величины 13С и 18О в верхних частях травертиновых куполов, в общем, зависят от изотопного состава исходной углекислоты (13С) и воды (18О). Однако из-за кинетических эффектов фракционирования изотопов значения 13С и 18О возрастают к подошве травертиновых построек. Кроме того, на соотношение величин 13С и 18О в системе «карбонат-вода-углекислота» влияют температурные условия осаждения карбонатов. Все эти факторы значительно снижают точность реконструкций изотопного состава 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 реконструированной минерализации и температур флюидогенерации практически не отличаются от наблюдаемых в современных источниках). На месторождении Талги доказано существование двух разных палеофлюидных систем, резко различных по изотопным, химическим и температурным особенностям вод. Возможно, их активность связана с интрузивным телом, внедрение которого предполагается здесь по данным изотопно-гелиевого опробования [Polyak et al., 2000].

5.2. Термальные азотные и азотно-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 и 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-Li) или от 60 до 90 С (tSiO2). 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 3Не/4Не в Кавказском регионе нет [Polyak et al., 2000], можно констатировать, что для азотно-метановых газов более характерны низкие значения изотопно-гелиевого отношения (3Не/4Не до 1010-8). Например, в термах Южного Дагестана (источники в районе с. Ахты, Хнов, Кизил-Дере, Хзан-ор) отмечены канонические коровые значения 3Не/4Не (25,510-8). 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, локализуясь в депрессиях, заполненных слабо консолидированными песчано-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 грязевулканических брекчий.

Изучение грязевых вулканов имеет продолжительную историю, но до сих пор об их природе нет единого мнения. Г.В.Абих, С.А.Ковалевский, А.П.Герасимов пытались доказать родство этих вулканов, как и обычных, с глубинным магматизмом. К.П.Калицкий, В.Н.Вебер, Д.В.Голубятников, И.М.Губкин, Н.С.Шатский, В.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 различные геохимические материалы [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 окончательно проблема так и не решена.

Комплексный анализ разнородных геохимических характеристик грязевулканических выбросов может дать ответ 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 [Краснопевцева 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 одновозрастных 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 эклогитизации коры [Краснопевцева и др., 1977].

Схожее строение разреза осадочного чехла наблюдается и в Индоло-Кубанском прогибе, где мощность только майкопских отложений достигает 4-4,5 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 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 позволяет сравнить 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 частности, 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 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 единственный вулкан в Восточной Грузии, в котором не выявлены смешаннослойные минералы группы иллит-смектит. Глины остальных грузинских вулканов отличаются обилием этих минералов, содержащих до 30-40% неразбухающих слоев 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 смектитового 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 40-50оС и завершается при ~ 200оС (наиболее интенсивно этот процесс протекает при ~ 120 оС) [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 к ее верхней границы в большинстве вулканов Тамани. Таким образом, материал, извергаемый вулканами, поступает с относительно небольших глубин, где температура существенно ниже 200оС (вероятно, не превышает 100-120оС). 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 ICP-MS). В результате было установлено, что глинистый материал из вулканов Грузии сильнее обогащен Be, Mg, Al, K, Ca, Mn, Fe, Co, Cu, Rb, Sr, Y, Zr, Nb, Sb, Ba, РЗЭ, Tl, Th и U. Для таманских же глин характерны более высокие концентрации B, Li, Na, Cr, Mo, Sn, Ta. Содержания Sc, Ti, Ni, Zn, Ga, Cs, Но, Hf, W, Pb и Bi 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 B, Li, Be, K, Zr, Ga, Rb, Sr, Cs, Ba, Th и более низкими содержаниями Na и Mg.

Вулканы Грузии и Тамани различаются также по спектрам РЗЭ, нормированным на состав постархейского сланца PAAS [Тейлор и Мак-Леннан, 1998]. Образцы из Грузии выделяются более высокими концентрациями Eu и Gd. Здесь величина Sm/Eu 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 Sm/Eu 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 концентраций Cr, Zn, Ga, Sb, W, Tl, Pb на фоне постепенного увеличения содержания Mo. На Тамани с удалением от Большого Кавказа отчетливо снижаются только концентрации Mg, Fe, Cо. Содержание ряда элементов (Be, Al, Sc, Ti, Rb, Zr, Nd, и РЗЭ, а также Tl и Th) достигает максимальных значений, как в самых южных, так и в самых северных вулканах Тамани. Глины центральной части полуострова сильнее обогащены Na и Mn.

Таким образом, результаты химического анализа глинистых фракций показывают существенные различия в их химическом составе как внутри регионов, так и межрегиональные. Последние 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 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, Гемп 1978; Гемп и др., 1970; 1979; Якубов и др., 1980; Валяев и др., 1985; Шнюков 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 0,275,4 г/л), имеющие, по всей видимости, конденсационный генезис. Все воды характеризуются значениями рН от 7,0 до 9,5, главные компоненты их солевого состава: Na+, Cl- и НСО3-. На Тамани средние концентрации НСО3- 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 СО2 в газовой фазе [Шнюков и др., 1986]. По сравнению с морской водой, в которой [Сl] ~20 г/л, воды грязевых вулканов заметно опреснены, и только в двух вулканах Грузии (Пховели и Кила-Купра) концентрация [Сl] ~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 НСО3-, а йода и брома – обратно пропорционально.

Средние концентрации многих микрокомпонентов в водах Тамани и Грузии резко различаются. На Тамани воды обогащены B, Mn, Zn, Zr, I, Pb и U. В водах же грузинских вулканов существенно выше концентрации Li, P, Cr, Fe, Sr, Mo, Ba, 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 B больше на вулканах, ближайших к южному склону Большого Кавказа а с удалением от него возрастают концентрации P, Sr, I, Ba, U. В таманских вулканах концентрации Li, B, Rb, Sr и Ba также выше в самой южной группе вулканов (Гладковский, Шуго, Семигорский, Восток), прилегающей к Большому Кавказу, а севернее в воде увеличиваются концентрации Mn, Co, Br, Mo, I, Pb, U.

Температурные условия флюидогенерации. 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 [Kharaka, Mariner, 1989]. Полученные оценки средних значений базовых температур для Тамани и Кахетии близки и составляют 68-85 и 64-73оС. 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 мере 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.

Химический состав газов. Преобладающим компонентом грязевулканических газов является метан (~70 - ~99 % об.). В виде небольших примесей присутствуют этан (< 0,5 % об.), пропан (< 0,005 % об.), а также He, Ne, Ar и Н2. Углекислота имеет подчиненное значение. Ее средние концентрации в газах таманских и грузинских вулканов примерно одинаковы (6,8 и 5,3 % об, соответственно). Максимальное содержание СО2 (до ~30 % об.) отмечено в 1994 г. в газах Кучугурского вулкана. Концентрация N2 в газах Тамани обычно меньше 1 % об., но иногда достигает ~5 % об. , а в вулканах Грузии одо ~19 % об.

Изотопный состав грязевулканических газов

Углерод. В грязевулканических флюидах Кавказского региона изотопный состав углерода, по данным [Гемп и др., 1970; Валяев и др., 1985; Лаврушин и др., 1998], весьма разнообразен. В метане разброс значений 13C и их средние оценки практически одинаковы на Тамани (от -62,8 до -33,4 ‰, среднее -44,7 ‰), в Грузии (от -57,7 до -23,4 ‰, среднее -43,1 ‰) и Азербайджане (от -61,2 до -36,6 ‰, среднее -47,08 ‰) и при этом сходны с характеристиками близлежащих углеводородных залежей. В грязевулканической углекислоте состав углерода, естественно, иной: на Тамани значения 13C(CO2) меняются от -25,9 до +16,0 ‰ (среднее +1,68 ‰), в Грузии от -19,2 до +12,9 ‰ (среднее -3,65 ‰), а в Азербайджане от -36,9 до +24,0 ‰ (среднее +2,4 ‰); при этом в последнем районе 13C(CO2) в углеводородных залежах намного легче [Валяев и др., 1985].

Известно, что изотопный состав метана газовых месторождений зависит от пластовых температур, утяжеляясь до -33-23 ‰ при температурах 300-350 оС [Прасолов, 1990]. Предположительно это связано с изотопным обменом в системе «СН4-СО2-Сорг». По «метановому» геотермометру температуры образования грязевулканического метана лежат оцениваются в широком диапазоне – от 80-120 до более чем 300оС. Но в исследованных пробах разница величин 13C(CH4) и 13C(CO2) почти постоянна (~45 ‰), что не соответствует изотопному обмену СН4– СО2 в оцененном интервале температур.

Значения 13C(СН4) и 13C(СО2) 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 13C может достигать 10 ‰ и больше. Значения 13С в углекислоте также варьируют во времени, иногда независимо от таковых в метане. Это позволяет предполагать, что изотопный состав углерода в них изменен вторичными процессами.

Гелий. По его изотопному составу грязевулканические газы Тамани и Грузии резко различны [Гемп, Лагунова, 1978; Гемп и др., 1979; Лаврушин и др., 1996]. на Тамани среднее значение R= (4.7±0,6) ×10-8 (n=25). В грязевулканических газах Кахетии значения R гораздо выше, колеблясь от 25×10-8 до 220×10-8 и изменяясь вкрест 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 3Не/4Не тоже уменьшается – до (50-70)10-8 [Буачидзе, Мхеидзе, 1989].

Таким образом, убывание изотопно-гелиевого отношения вдоль простирания Куринской депрессии в обоих направлениях от найденного «южно-кахетинского» 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 не был определен, но высокие значения R дают основания отнести ее к кайнозойской (плиоцен-четвертичной?) фазе вулканизма.

В газах Кахетии концентрация гелия [He] 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 [He] 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 вторжение 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 еt al., 1993; Лаврушин и др., 1996 и т.д.]. Величины отношений СН4/3Не, СО2/3Не или ΣС/3Не сопоставляются с величиной R или отношением R/Ra, где Ra - отношение концентраций изотопов гелия в атмосфере. При этом в качестве характеристики мантийного “конечного члена” принимаются данные о соотношениях компонентов в фумаролах обычных вулканов суши и подводных курильщиках островодужных систем.

На рис. 12 отражены данные о значениях СН4/3Не 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 δ13С(СН4) от R/Ra (рис. 13) видно, что с увеличением доли мантийной составляющей (R/Raтм~>0.05) максимальные значения δ13С возрастают. Иными словами, в районах с высокими значениями R (и, соответственно, глубинного теплового потока) появляется термогенный метан (13С > -25‰). Примечательно, что экстраполяция этого тренда до уровня R/Raтм ~ 8, отвечающего современной мантии, приводит, как видно на рис. 13, к значению δ13С, 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 δ13С(СН4), отмечаемое с ростом 3Не/4Не, характерно не только для газов грязевулканических систем, но и для углеводородных залежей и минеральных источников Калифорнии и Аляски [Jenden et. al., 1988; Motyka et al., 1988]. То же отмечено и в углекислых водах Большого Кавказа (см. выше). Таким образом, тенденция, связывающая изотопные составы гелия и углерода метана имеет общий характер, очевидно, отражая генерацию тяжелого метана, вызванную магматогенным теплом. Сопоставление величин 13C (СН4) с температурами флюидогенерации, рассчитанными по гидрохимическим геотермометрам, показывает прямую корреляцию. При этом проявляются парагенетические связи изотопного состава углерод-содержащих газов с содержанием в воде некоторых компонентов (НСО3, I, Br, B, Rb, Cs, Sr, Ba, Fe, Mn).

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 11В 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 25оС эта разница составляет порядка 31‰, то при 350оС она уже не превышает 15‰ (относительно стандарта борной кислоты NBS SRM 951).

В сопочных водах изотопный состав бора определялся только в Кахетии. Там величины 11B, изменяясь от +22 до +39,4 ‰, не превышают значения в морской воде (+39,5 ‰ [Spivack, Edmond, 1987]). При этом воды вулканов, ближайших к Большому Кавказу (Ахтала и Пховели), отличаются меньшими значениями 11B, чем вулканы центральной и южной частей Средне-Куринской впадины (Кила-Купра, Байда).

Определение величин 11B в глинистой пульпе выполнены в обоих регионах. В кахетинских образцах, величина 11B изменяется от -1,2 до +7,4 ‰, в таманских – от -7,64 до +13,16‰.

В образцах из вулканов Грузии в глинах виден тот же тренд значений 11B, что и в водах. Аналогичная зональность отмечается и на Таманском полуострове. Здесь минимальные значения 11B в глинах (от -7,6 до -4,4 ‰) обнаруживаются в самых южных вулканах (Шуго, Гладковский и Семигорский), расположенных в отрогах Северо-Западного Кавказа. В северных вулканах (Гнилая, Кучугурский, Шапурский и др.) значения 11B заметно увеличиваются (от +3,8 до +13,2 ‰).

Причины формирования в разных районах Кавказа схожей зональности значений 11B в продуктах грязевого вулканизма могут различаться. Например, эта зональность может указывать на палеогеографические особенности бассейна майкопского времени - наличие зоны прибрежного опреснения и увеличения в прибрежных осадках доли изотопно-легкой по бору континентальной («иллитовой») составляющей, сносимой реками с Большого Кавказа. С удалением от берега содержание последней снижается, зато возрастает доля морской – «смектитовой», отличающейся повышенными значениями 11B. Такая же зональность 11B может отражать и латеральные неоднородности температурных условий (и стадий) постседиментационных преобразований минерального вещества в слоях, питающих грязевулканические резервуары. Это подтверждается прямой величин 11B в глинах из вулканов Тамани и Кахетии с расчетными температурами флюидогенерации. Значения 11В в глинах коррелируют и с другими температурно-зависимыми характеристиками флюидов, например, с 13С(СН4) и 13С(СО2), подтверждая зависимость состава бора в глинах от температур флюидогенерации. В целом, исследования изотопного состава бора независимым образом подтверждают обнаруженную тенденцию увеличения температур флюидогенерации грязевулканических систем, прилегающих к Большому Кавказу.

Изотопный состав грязевулканических вод

Относительно усредненного состава океанской воды (SMOW) грязевулканические воды обеднены D, но почти всегда содержат больше 18О. Воды вулканов Таманского полуострова характеризуются широким диапазоном δD и δ18О, преобладающие значения которых меняются от –36,8 до –10,8 ‰ и от +0,7 до +10,0 ‰ соответственно (рис. 14). При этом фигуративные точки грязевых вулканов Тамани формируют линейный тренд, отличающийся от линии метеорных вод Крейга.

Относительно других районов с развитой грязевулканической деятельностью (Азербайджан, Туркмения) воды таманских вулканов на диаграмме δ18О-δD характеризуются меньшим разбросом фигуративных точек (см. рис. 14). В Азербайджане экстремальные значения δ18О-δD в сопочных водах немного выше, а в Туркмении ниже. Воды Грузии по изотопному составу сходны с водами Таманского полуострова.

Латеральная изменчивость величин D и 18О

В Кахетии встречаются воды с минерализацией до 32 г/л, более высокой, чем на Тамани. Вместе с данными о величинах 11В в сопочных водах Кахетии это позволяло предполагать участие в их формировании осолоненных вод замкнутых бассейнов. Тем не менее, тренды δD– δ18О 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 δD и δ18О выявляется определенная закономерность. На Таманском полуострове с приближением к горному сооружению Большого Кавказа значения δD и δ18О в воде возрастают: воды из вулканов, расположенных у побережья Азовского моря (Гнилая, Миска, Чушка, Синяя Балка, Кучугурский) отличаются более низкими величинами δD и δ18О, чем воды вулканов из предгорий Кавказа (Шуго, Семигорский, Гладковский, Восток, Бугазский). Аналогичная тенденция прослеживается и в Кахетии, где значения δD и δ18О, меняясь соответственно от -27 до -13‰ и от +2,5 до +9,6‰, также возрастают с приближением к горному сооружению Большого Кавказа. Общую тенденцию нарушает только проба воды из вулкана Байда, 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» Na/Li- и Li/Mg-температур с величинами 18О и D показывает, 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 18О и D возрастают пропорционально глубине и, соответственно, температуре [Федоров, 1989, 1990].

Сопоставление изотопного состава воды с химическим показывает, что с ростом значений D и 18О концентрации ионов хлора, брома и йода снижаются, а гидрокарбонат-иона, бора и некоторых щелочных металлов (Li, Rb, Cs) возрастают. Таким образом, формирование «содовых» вод (НСО3-Na типа), обогащенных щелочными металлами, сопровождается изотопным утяжелением воды.

Соотношение изотопного состава сопочных вод, газов и брекчий

Многие изотопно-геохимические параметры грязевулканических систем коррелируют между собой и с оценками температур. автором была высказана гипотеза о взаимосвязи изотопного состава воды (прежде всего 18О) с температурно-зависимыми характеристиками грязевулканических выбросов (с величинами δ13С в газах и δ11В в глине).

была обнаружено, что обогащение поровых вод бором, сопровождающееся снижением величины δ11В, происходит на фоне увеличения значений D и 18О. 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; Коpf, 2002].

Значения δ13С (СН4 и СО2) в газах заметно меняются как во времени, так и при одновременном опробовании соседних сальз [Валяев и др., 1985; Войтов, 2001; Гемп и др., 1970]. Поэтому для сравнения с изотопным составом воды использовались величины δ13С, осредненные по каждому вулкану. Выяснилось, что δD и δ18О прямо коррелируют только со значениями δ13С (СН4). Очевидно, это соответствует тенденции утяжеления изотопного состава метана, отмечаемого с ростом температур флюидогенерации [Галимов, 1968; Прасолов, 1990].

установленные взаимоотношения изотопно-геохимических характеристик твердых, жидких и газообразных продуктов грязевого вулканизма показывают, что утяжеление изотопного состава воды является температурно-зависимым процессом. Многочисленные корреляции между характеристиками различных фаз флюида, 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 D и 18О вследствие опреснения. Эта неопределенность порождает разнообразие объясняющих моделей [Дубинина и др., 2004; Лаврушин и др., 2005]. Две из них предполагали изменение океанической воды (SMOW) из-за взаимодействия в системе «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 эти модели объясняют тренд, наблюдаемый на диаграмме 18О – D (рис. 14), но не все они сочетаются с другими 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 Паратетиса была опреснена, а значит по своим характеристикам отличалась от SMOW. 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 Н2О 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 18О–D смещением ее фигуративной точки вдоль линии метеорных вод. Поскольку считается, что древняя линия метеорных вод располагалась на диаграмме 18О–D примерно так же, как современная [Sheppard, 1986], то экстраполяция тренда сопочных вод до линии метеорных дает искомые исходные значения для осредненного изотопного состава вод майкопского палеобассейна – D ( -40 ‰) и 18О ( -6 ‰). Эти значения и были приняты в качестве «отправной точки» при построении двух других моделей.

в первой модели рассматривались процессы испарения-конденсации рэлеевского типа, характерные для псевдозакрытых, либо полностью закрытых систем газо-водных залежей. В этом случае составы воды, рассчитанные по соответствующим уравнениям [Hoefs, 2004; Horita, Wesolowski, 1994] образуют на диаграмме прямые линии, наклон которых контролируется температурой процесса (рис. 15).

Эта модель привлекалась для объяснения изотопного состава грязевулканических вод Азербайджана [Есиков и др., 1979; Есиков, 1995; Селецкий, 1991]. Но она не лишена некоторых противоречий. Например, температура (200оС), при которой отмечается наилучшее совпадение расчетных и натурных значений 18О и D, оказывается заметно выше температур, преобладающих в оценках по гидрохимическим геотермометрам (50-100 оС). 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 D и 18О относительно горного сооружения Большого Кавказа.

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 («нефтяным окном»). 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 формационных вод, находящихся в равновесии с иллитом и метаном, обобщены на (рис. 16). Линии равновесного обмена иллит–СН4–Н2О занимают положение, близкое к тренду составов вод грязевых вулканов.

В отличие от модели рэлеевской дистилляции-конденсации, этот вариант базируется на реальных температурных параметрах формирования вод. Поэтому модель согласуется с наблюдаемойна Тамани и в Кахетии общей географической зональностью изотопных параметров воды и других температурно-зависимых компонентов грязевулканических выбросов (например, 13С(СН4) и 11В глин).

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 рыхлосвязанной воды, обогащенной 18О, щелочными металлами и бором (за счет десорбции). Обнаруженные прямые корреляции 18О с концентрациями этих компонентов и обратные с концентрациями Cl, I, Br согласуются с гипотезой об определяющей роли процесса иллитизации смектита в формировании как солевого, так и изотопного состава воды.

Один из «побочных» продуктов синтеза углеводородов – углекислота, регулирующая концентрацию НСО3-. Поэтому прямая корреляция [НСО3-] с величиной D, очевидно, отражает взаимосвязь изменения изотопного состава воды и степени преобразования органического вещества в литогенезе.

Таким образом, наблюдаемые химические и изотопные составы грязевулканических вод лучше всего соответствуют модели изменения изотопного состава воды в результате совокупного воздействия процессов иллитизации смектита и синтеза углеводородов, протекающих при различных температурах. Однако следует заметить, что рассмотренные модели очень 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 грязевулканических 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 грязевулканических флюидов могут быть полезны и для понимания процессов, определяющих геохимические особенности нефтяных вод осадочных бассейнов региона.

Заключение

Проведенные исследования флюидных систем Большого Кавказа и его обрамления позволили оценить взаимоотношение корового и мантийного источников вещества их различных составляющих. Показано, что роль мантийного источника почти всегда незначительна. Установлено, что углекислые воды, генетически связанные с проявлениями молодого вулканизма, гетерогенны по своему генезису. В их газах на фоне больших объемов метаморфогенной СО2 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.

На базе новых данных о величине 3Не/4Не 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 магматической камеры. С помощью изотопно-гелиевого метода также подтверждено наличие в разрезе Средне-Куринской впадины глубинного 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 и однозначно доказывают мантийную природу новейших вулканитов Большого Кавказа.

С углекислыми водами контрастируют метановые воды грязевулканических систем. Их образование происходит в едином геохимически-уравновешенном резервуаре, располагающемся в толще осадочных пород. Доказано, что явление грязевого вулканизма генетически связано с осадочным циклом преобразования органического и глинистого вещества.

Рассмотрена возможность использования травертинов для палеогидрогеологических реконструкций. Показано, что с их помощью могут быть определены некоторые особенности солевого состава вод (минерализация, концентрации некоторых элементов). При этом они оказываются малопригодными для реконструкции величин 13С и 18О в исходных флюидах.

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) // Литол. и полезн. ископ. 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 // Литол. и полезн. ископ. 1998 № 2. С. 207-218. (соавторы: Лаврушин Ю.А., Антипов М.П.).
  4. Изотопы гелия в термоминеральных флюидах Забайкалья // Литол. и полезн. ископ. 1999, № 2, С. 146-157. (соавторы: Поляк Б.Г., Каменский И.Л.).
  5. Изотопное отношение 40Ar/36Ar в спонтанных газах минеральных вод Кавказского региона // Литология и полезные ископаемые, 2002. № 3. С. 321-327.
  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 A., Степанец М.И.).
  7. Изотопный состав кислорода и водорода вод грязевых вулканов Тамани (Россия) и Кахетии (Восточная Грузия) // Литология и полезные ископаемые, 2005. № 2.C.143-158. (соавторы: Дубинина Е.О., Авдеенко А.С.).
  8. Isotopic evidence (He, B, C) 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 13С в метане углекислых источников Приэльбрусья // ДАН, 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 // Доклады АН, 2007, т.414. № 2. С.605-608. (соавторы:Поляк 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 (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.).
  19. Источники углеродсодержащих газов в грязевых вулканах СНГ // Новые идеи в геологии и геохимии нефти и газа // М.:ГЕОС, 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 Минобразовании 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 А.С.).
  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 A., Deyhle A., 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 А.С., Костенко О.Е.).
  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 А.С., Костенко О.Е.).
  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 О.Е., Авдеенко А.С.).
  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 ХХ и ХХI 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. C. 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: Костенко О.Е.).
  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 А.С.).
  36. Грязевые вулканы: по следам геологической истории // Наука в России, 2008. № 1. С. 27-34. (соавторы: Дубинина Е. О.).



© 2011 www.dissers.ru - «Бесплатная электронная библиотека»

Материалы этого сайта размещены для ознакомления, все права принадлежат их авторам.
Если Вы не согласны с тем, что Ваш материал размещён на этом сайте, пожалуйста, напишите нам, мы в течении 1-2 рабочих дней удалим его.