Формирование подземных флюидов Большого Кавказа и его обрамления в связи с процессами литогенеза и магматизма (06.10.2008)

Автор: Лаврушин Василий Юрьевич

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 (0,50/0,87)*10-5 на расстоянии 9-12 км от вулкана, до ~0.2*10-5 на расстоянии более 15 км. Положение изолинии R=350*10-8, 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 78*10-8). Такое снижение значений 3Не/4Не к северу от Эльбруса поддерживается изменением состава стронция в вулканитах (рис. 1) и указывает на бoльшую 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 690*10-8) 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.

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 (13С = -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 600?С 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 ‰.

???????????????????????????V

????????

??????$????s

??????$????*

7 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 10*10-8). Например, в термах Южного Дагестана (источники в районе с. Ахты, Хнов, Кизил-Дере, Хзан-ор) отмечены канонические коровые значения 3Не/4Не (2/5,5*10-8). Эти данные указывают на отсутствие связи терм Горного Дагестана с внедрениями мантийных расплавов.


загрузка...