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

Автор: Лаврушин Василий Юрьевич

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 0,27/5,4 г/л), имеющие, по всей видимости, конденсационный генезис. Все воды характеризуются значениями рН от 7,0 до 9,5, главные компоненты их солевого состава: 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.

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

члена” принимаются данные о соотношениях компонентов в фумаролах обычных вулканов суши и подводных курильщиках островодужных систем.


загрузка...