CC BY
120
УДК 556.502/504
О Г ЛУБИННЫХ ВОДАХ ЮЖНО-КАСПИЙСКОЙ ВПАДИНЫ
© 2011 В. В. Хаустов
канд. геол.-минер. наук., доцент, доцент каф. экспертизы и управления недвижимостью e-mail: okech@mail.ru
Юго-Западный государственный университет
Рассмотрены геолого-гидрогеологические условия Южно-Каспийской впадины, акцентируется ее рифтогенное происхождение. Анализируются особенности химического состава эруптивных вод грязевых вулканов. Разработана концептуальная модель флюидонапорной системы Южно-Каспийской мегавпадины с учетом современных представлений о дегазации Земли и глубинной геодинамике. Флюидодинамическая модель может быть использована при решении экологических проблем региона.
Ключевые слова: гидрогеологические условия, геодинамика, геотектоника, грязевые вулканы, флюидодинамика.
Каспийско-Кавказский сегмент является центральным звеном Добруджинско-Крымско-Кавказско-Копетдагской побочной ветви Альпийско-Гималайского подвижного пояса, которая зарождается на западе в Северной Добрудже, продолжается в Горном Крыму и далее в Большом Кавказе и через Апшеронский порог между Средним и Южным Каспием протягивается в Копетдаг, достигая Бадхыза на крайнем юге Туркмении, где обрезается системой меридиональных разломов Урало-Оманского линеамента [Хаин 2001]. Южный Каспий, как элемент этой мегаструктуры, представляет собой уникальный геологический объект во многих аспектах. В настоящей же статье речь пойдет о флюидодинамических особенностях феномена Южного Каспия.
C севера Южно-Каспийскую впадину (далее ЮКВ) ограничивает Апшероно-Прибалханский порог, отделяя ее от осадочного бассейна среднего Каспия, залегающего на континентальной коре, с мощностью осадков до 5-7 км. В ЮКВ с запада открываются Апшероно-Г обустанский и Нижнекуринский молассовые прогибы, с востока - Западно-Туркменская впадина, ограниченная складчатым сооружением Копетдага, а на юге к ней примыкает Предэльбурсский прогиб и складчатые сооружения Эльбурса и Талыша (рис. 1).
В ЮКВ земная кора имеет океаническую структуру и состоит из двух слоев: мощной осадочной толщи 15-25 км и более (данные ГСЗ [Баранова и др. 1990] и сейсмического профилирования на отраженных волнах [Глумов и др. 2004; Кпарр 2004]) и «базальтового» слоя толщиной 10-15 км; «гранитный» слой здесь отсутствует. Фундамент ЮКВ разбит дизъюнктивами сбросового типа на блоки [Леонов и др. 1998], а граница Мохоровичича прослеживается на глубине 30-35 км, погружаясь в сторону Кавказа и Копетдага до 45-50 км и более [Геофизические... 1996]. Бассейн Южного Каспия стал краевым прогибом сразу для трех горных систем: Большого Кавказа, Эльбурса и Копетдага, и его погружение ускорилось сразу за счет двух основных механизмов: его литосфера вдавливается вниз из-за регионального сжатия и она же погружается в связи с избыточной тяжестью орогенов Большого Кавказа и Эльбурса [Коротаев и др. 2002].
Разрез осадочного чехла изучен лишь в части его верхней половины, которая относится к плиоцену-квартеру. Вопрос о времени и способе образования ЮКВ до сих
пор остается дискуссионным. Наиболее вероятным считается, что современная
42
с.ш
40
38
36
1 2
Pиc. 1. Основные тектонические cтpуктуpы южной части Каспийского моpя и прилегающих
областей [Артюшков 2007]: 1 - складчатые сооружения альпийского возраста, 2 - осадочные бассейны Среднего Каспия и прилегающей части Туранской платформы, 3 - глубокие осадочные бассейны Южного Каспия и прилегающих областей
вытянутая в меридиональном направлении форма всего Каспийского бассейна приобретена им после начала продвижения Аравийской плиты в направлении края Евразии в позднем миоцене одновременно с образованием Транскавказского поперечного поднятия. К началу плиоцена уже обособилась ЮКВ, приютившая реликт Понтического бассейна. В миоцене и олигоцене впадина, вероятно, служила депоцентром мощных глинистых осадков. Резкое ускорение процесса прогибания ложа Южного Каспия совпало по времени с началом интенсивного проявления грязевого вулканизма в этом регионе.
В настоящее время популярны две версии образования ЮКВ. По одной из них эта впадина, подобно Черноморской, может представлять продукт задугового рифтинга и спрединга, связанного с развитием магматической дуги Эльбурса. Другая версия сводится к образованию Южно-Каспийской впадины в результате рифтинга в меридиональном направлении. Так это или иначе, но невозможно не согласиться с утверждением В.Е. Хаина, что относительная молодость ЮКВ и ее рифтогенное происхождение несомненны [Хаин 2001]. На рифтогенную природу ЮКВ указывают все основные геофизические признаки, такие как повышенный тепловой поток, разуплотненность пород верхней мантии и высокое залегание кровли границы Мохоровичича и астеносферы [КергосЬпоу 1968].
Южно-Каспийский рифт в области альпийской складчатости образовался за счет мезозой-эоценового расхождения, олигоцен-раннеплиоценовой коллизии и среднеплиоцен-антропогеновой изостазии малых плит. Мезозой-эоценовое растяжение, обусловленное деструкцией коры вследствие подъема мантийного диапира, вызвало
утонение, разрыв гранитно-метаморфического слоя и внедрение вещества базальтового слоя и мантии. Мезозойский рифтинг подтверждается результатами количественных расчетов глубин залегания верхних кромок магнитоактивных тел. В олигоцен-раннеплиоценовое время коллизии Аравийского выступа с Малокавказской плитой начинается общее сжатие. В результате этих процессов в олигоцене и неогене произошло полное перекрытие Южно-Каспийского бассейна. Горизонтальные усилия трансформировались в вертикальные движения, вследствие чего образовались горные сооружения на месте Большого Кавказа и ЮКВ прекратила свое существование как междуговой бассейн и превратилась в межгорный молассовый прогиб [Зоненшайн 1990].
В среднеплиоцен-антропогеновое время изостазии усилилось расширение впадины. Область наибольшей мощности осадочных отложений (до 25 км) совпадает с высоким положением поверхности Мохоровичича. Из них около 10-12 км приходится на плиоцен-квартер. В позднеальпийский этап развитие рифта происходило уже на фоне субмеридионального сжатия, приводившего на границе взаимодействующих плит к развитию линейных складок и взбросонадвигообразованию. Это Апшероно-Прибалханская тектоническая зона с серией локальных поднятий, осложненных надвигами. Поверхность Мохоровичича в обрамлениях рифта залегает на глубине 4045 км, а в центре 30-32 км, очерчивая крупное мантийное поднятие. Поверхность астеносферы на материалах МТЗ выражена высокопроводящим слоем, глубина которого под рифтом составляет 40-50 км, а по периферии погружается до 100-120 км [Глумов и др. 2004]. Плотность теплового потока относительно повышена - 6070 мВт/м2. Таким образом, все основные геофизические признаки, такие как повышенный тепловой поток, разуплотненность пород верхней мантии и высокое залегание кровли границы Мохоровичича и астеносферы, по аналогии с изученными рифтовыми районами указывают на рифтовую природу Южно-Каспийской впадины [Мурзагалиев 1998].
Существование (палео)-зон рифтинга в пределах ЮКВ, установленное многочисленными исследованиями, является важным моментом в рамках исследуемой проблематики, так как обосновывается реальная возможность существования здесь дополнительного мантийного резервуара водных и прочих флюидов.
В гидрогеологическом аспекте Каспийский бассейн располагается в пределах Восточно-Европейской, Каспийско-Причерноморской, Приаральской артезианских областей и Кавказской и Копетдагской гидрогеологических складчатых областей. Южно-Каспийская группа артезианских бассейнов и гидрогеологических массивов распространена на периферии Большого Кавказа, Эльбурса, Копетдага и в межгорных впадинах, среди них самым крупным и уникальным является Южно-Каспийский артезианский бассейн, внешними частями которого на побережье представлены Куринский артезианский бассейн на западе и Закаспийский артезианский бассейн на востоке [Кирюхин 2005].
Гидрогеологический разрез Южно-Каспийского артезианского бассейна представлен водоносными комплексами мезозойских, миоценовых, нижнеплиоценовых и среднеплиоцен-четвертичных отложений и его можно разделить на три гидродинамические зоны: верхнюю, среднюю (зона доминирования элизионных процессов), нижнюю (зона активного геодинамического режима).
Существование в верхней мантии под корой области низкого удельного сопротивления [Грачев 2000], области затухания поверхностных волн [Priestley, Cipar 1993], повышенного теплового потока дают основание для предположения о наличии в верхней мантии под ЮКВ насыщенного флюидами астеносферного диапира. Подобные астеносферные диапиры способствуют образованию больших объемов флюида и
обеспечивают его перенос и разгрузку вместе с тепловой энергией в толщу литосферы. Напор подземных вод в рассматриваемых геодинамических флюидных системах создается в результате геодинамического давления [Карцев 1986].
Природа пластового давления в зоне активного геодинамического режима весьма сложная и связывается в основном с резонансными волновыми явлениями в геологической среде [Вартанян, Куликов 1982, Дмитриевский 2007 и др.]. О восходящей разгрузке флюидов в разломных зонах свидетельствуют выявленные в последние годы субвертикальные геологические тела, которые пронизывают осадочный чехол от поверхности до фундамента и, вероятно, еще глубже [Голубов 2003, Мамедов 2003]. В Южном Каспии закартировано около 100 подобных геологических объектов, часть из них совпала с установленными ранее грязевыми вулканами [Гулиев 2008]. Субвертикальные геологические тела представляют собой сложные образования и являются зонами выхода на поверхность флюидов и разуплотненного осадочного материала. Наиболее крупные из них (диаметр от 3-4 до 10 км и фиксируемая протяженность от 8-10 до 20 км) приурочены к зонам глубинных разломов, рассекающих ЮКВ. Существование субвертикальных геологических тел облегчает расшифровку гидрохимических инверсий в гидрогеологическом разрезе ЮКВ за счет возможной разгрузки ЮВФ, сопряженной с этими структурами.
Тепловой режим, наряду с давлением, играет важную роль в функционировании
самой флюидодинамической системы. В пределах ЮКВ по результатам ГСЗ выявлена
обширная зона разуплотнения пород осадочного чехла в интервале 7-13 км [Гулиев,
Павленкова, Раджапов 1988], продукционные возможности (по воде) которой
21
внушительны - 0.532^10 г [Зверев, Костикова 2008]. Повышенная тектоническая
активность и ее всплески приводят к эпизодической восходящей локальной миграции
подземных вод по разломам. Масса среднегодовой разгрузки седиментационных вод
12
оценивается величиной 126*10 г [Зверев, Костикова 2008]. С элизионной зоной традиционно связывается широко распространенное в границах ЮКВ явление грязевого вулканизма. Действительно, чаще грязевые вулканы связаны с кайнозойскими отложениями, однако наиболее крупные из них, вероятно, секут весь осадочный чехол, уходя корнями в кристаллический фундамент. Имеются сведения о мезозойском (меловом) возрасте фрагментов грязевулканической брекчии, свидетельствующие о более глубоком заложении корней грязевых вулканов [Семенович 2000].
По химическому составу воды грязевых вулканов ЮКВ являются хлоридно-гидрокарбонатно-натриевыми, хлоридно-натриево-кальциевыми и относятся, в основном, к двум типам вод: чаще к гидрокарбонатно-натриевому и реже к хлоридно-кальциевому типу (по Сулину). Эти воды отличаются довольно резкими колебаниями минерализации: от п*1 до п*100 г/л. Воды грязевых вулканов Шамахы-Гобустанской области характеризуются наименьшей минерализацией, которая изменяется от 5 г/л до 30 г/л, и относятся к гидрокарбонатно-натриевому типу. Несмотря на низкую минерализацию вод, в них обнаружено большое количество микрокомпонентов: бор, фтор, бром, йод, ртуть, цезий, рубидий, стронций, фосфор и др. Следует отметить, что бор присутствует в водах практически всех грязевых вулканов, но самые высокие его концентрации отмечаются именно в этой области. В юго-восточном направлении с ростом минерализации и уменьшением щелочности вод содержание бора резко сокращается (до 100 мг/л и менее). Интересен и газовый состав вод, который характеризуется доминирующим содержанием метана (от 67,2 до 99 %). Воды грязевых вулканов Шамахы-Гобустанской области отличает повышенное содержание СО2 (от 0,3 до 10 %), которое падает в юго-восточном направлении. Изотопный состав углерода СО2 варьирует в широких пределах: от -49 %о до +25 %о, что свидетельствует об его
О Л 7 7 Л/л 0/10
разнообразном генезисе (метаморфогенный от -4 %о до +8 %; термокаталитический от -16 %о до +2 %о; биохимический < -16 %; гидротермальный от -7 %о до 0%) [Гулиев 2008]. Грязевые вулканы Прикуринской области следует разделить на две группы: вулканы, которые расположены вдоль Западно-Каспийского разлома, и вулканы, не связанные с ним. В этой связи вполне естественно, что воды грязевых вулканов этих двух групп отличаются друг от друга по химическому составу. Первые характеризуются низкой минерализацией, которая изменяется от 10 до 20 г/л, незначительно увеличиваясь в юго-восточном направлении и достигая 30 г/л, редко больше. Эти воды относятся к гидрокарбонатно-натриевому типу и их особенностью является почти полное отсутствие или незначительное содержание сульфатов. Воды другой группы представляют за редким исключением хлоридно-кальциевый тип (воды гидрокарбонатно-натриевого типа грязевого вулкана №17, мыс Бяндован). Их минерализация изменяется от 20 г/л до 50 г/л, иногда достигает 100 г/л и более, сульфат-ион выражен следами. В газовом составе преобладает метан, среднее же содержание углекислого газа составляет 1 %. В этих водах также обнаружены характерные микрокомпоненты: бор, ртуть, марганец, барий, стронций, литий, рубидий, цезий. Концентрации бора могут достигать 480 мг/л, йода - 100 мг/л, брома -120 мг/л, что во много раз превышает их кларки для осадочных пород. Увеличение значения Б/Бг коэффициента более 1 свидетельствует о переносе соединений бора (борных кислот) в паровой фазе, что может указывать на субвертикальную миграцию из подкоровых глубин и горизонтов фундамента газопаровых флюидов, обогащенных Н3БО3 [Всеволожский, Киреева 2010].
На основании вышеизложенных материалов построена модель флюидодинамики Южно-Каспийской мегавпадины (рис. 2). Осадочный бассейн в пределах ЮжноКаспийской плиты, как уже отмечалось, подстилается активизированной верхней мантией, что способствует интенсификации глубинного флюидного режима. Восходящий восстановленный мантийный флюидный поток взаимодействует с консолидированной корой («прожигает» её), в результате чего изначально водородный поток трансформируется в водородно-водный и затем в преимущественно водный [Летников 2008]. По пути в стратисферу ультрапресный ЮВФ контаминируется метаморфогенными водно-газовыми компонентами консолидированной коры (СО2, щелочные элементы и др.). В пределах нижних горизонтов осадочной толщи (гидротермодинамическая зона) восходящий флюид обогащается главным образом метаморфогенной СО2, а выше по разрезу, достигая элизионной зоны, он смешивается с седиментационными и дегидратационными водами в наибольшей степени при пересечении участков с АВПД. В периоды тектонической и сейсмической активности происходит импульсная разгрузка подземных вод, нефтей и газов, а также разуплотненного осадочного материала по системам крупных дизъюнктивов [Хаустов 2008]. Этот процесс идет преимущественно через субвертикальные геологические тела (в том числе и прежде всего через субмаринные и наземные грязевые вулканы) и в меньшей степени по пластам-коллекторам на обрамлениях ЮКВ. Активизация существующих и возникновение новых каналов (тектонические разломы, трещины) при сильных землетрясениях способны за несколько месяцев разгрузить скопившиеся на глубине флюиды. Здесь важно также отметить, что свыше 70% всех месторождений нефти и газа Южного Каспия связаны с субвертикальными геологическими телами, и почти всегда в зонах их развития происходит выделение огромных количеств воды.
Рис. 2. Модель флюидонапорной системы Южно-Каспийской впадины: 1 - направление миграции глубинного флюида; 2 - поступление возрожденных вод из кристаллического фундамента; 3 -поступление в раствор метаморфогенной СО2; 4,5 - направление миграции ЮВФ, нафтидов и седиментогенных вод; 6,7 - разгрузка подземных вод и нафтидов; 8 - субмаринная разгрузка углеводородов; 9 - грязевые вулканы
• г\ П/ІЇЛ1/1/1М/ЛЇММ -Ш'ґі 1І/ТІ1 ИІ1И 1/1*1 /ЛІЛ1 11Л1І/ЇТТ ІЛ (М/ІЇЛ/ЛО/Л лліміліл иіміллг»/Оіігіллггі/пі О/)// Л Гп О / / Р І
Таким образом, на основании изложенных результатов исследований геологогидрогеологических условий ЮКВ с учетом современных материалов по глубинной геодинамике региона можно сделать следующие основные выводы:
- относительная молодость и рифтогенное происхождение Южно-Каспийской впадины не требуют дополнительных доказательств. В пределах мегавпадины по комплексу геофизических исследований установлен насыщенный флюидами астеносферный диапир;
- формирование химического состава глубинных вод исследуемого региона обязано в основном процессу смешения глубинного водного флюида, дегидратационных, седиментационных и инфильтрационных вод;
- разгрузка глубинных вод происходит преимущественно в пределах крупных тектонических нарушений и связанных с ними субвертикальных геологических тел (в их числе и грязевых вулканов);
- предлагаемая флюидодинамическая модель Южно-Каспийской впадины позволяет на современном уровне комплексно решать различные экологические проблемы, в числе которых экологическая проблема регионального масштаба связанная с ростом уровня Каспийского моря, а также проблемы поисков и разведки углеводородного сырья.
Библиографический список
Артюшков Е. В. Образование сверхглубокой впадины в Южном Каспии вследствие фазовых переходов в континентальной коре // Геология и геофизика. 2007. Т. 48. № 12. С. 1289-1306.
Баранова Е. П., Косминская И. П., Павленкова Н. И. Результаты переинтерпретации материалов ГСЗ по южному Каспию // Геофизический журнал. 1990. Т. 12. № 5. С. 60-67.
Вартанян Г. С., Куликов Г. В. Гидрогеодеформационное поле Земли // ДАН. 1982. Вып. 2. С. 310-314.
Всеволожский В. А., Киреева Т. А. Влияние глубинных газопаровых флюидов на формирование состава пластовых вод нефтегазовых месторождений // Вестник Московского университета. Сер. 4. Геология. 2010. № 3. С. 57-62.
Геофизические параметры литосферы южного сектора Альпийского орогена / отв.ред. Б. С. Вольвовский и В. И. Старостенко. Киев: Наукова Думка, 1996. 215 с.
Глумов И. Ф. и др. Региональная геология и нефтегазоносность Каспийского моря. М.: Недра, 2004. 344 с.
Грачев А. Ф. Южно-Каспийская впадина // Новейшая тектоника, геодинамика и сейсмичность Северной Евразии / под ред. А. Ф. Грачева. М.: Пробел, 2000. С. 217-224.
Голубов Б. Н., Исмагилов Д. Ф. Трубообразные тела под дном Северного Каспия и флюидный режим его недр // Генезис нефти и газа. М.: ГЕОС, 2003. С. 78-80.
Гулиев И. С. Субвертикальные геологические тела - новые объекты поисков месторождений углеводородов // Всероссийская конф. «Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть, газ и их парагенезы»: сб. материалов / отв. ред. акад. А. Н. Дмитриевский. М.: ГЕОС, 2008. С. 140-145.
Гулиев И. С., Павленкова Н. И., Раджапов М. М. Зона регионального разуплотнения в осадочном чехле Южно-Каспийской впадины // Литология и полезные ископаемые. 1988. № 5. С. 130-136.
Дмитриевский А. Н. Фундаментальные проблемы нефтегазовой гидрогеологии. /Нефтегазовая гидрогеология на современном этапе (теоретические проблемы,
региональные модели, практические вопросы) / отв. ред. акад. А. Н. Дмитриевский. М.: ГЕОС, 2007. С. 7-12.
Зверев В. П., Костикова И. А. Седиментационные воды Каспийского осадочного бассейна. М.: Научный мир, 2008. 138 с.
Зоненшайн Л. П., Кузьмин М. И., Натапов Л. М. Тектоника литосферных плит территории СССР. М.: Недра, 1990. Кн. 1. 328 с.
Карцев А. А., Вагин С. Б., Матусевич В. М. Гидрогеология нефтегазоносных бассейнов. М.: Недра, 1986. 224 с.
Кирюхин В. А. Региональная гидрогеология. СПб., 2005. 344 с.
Коротаев М. В., Никишин А. М., Ершов А. В., Брунэ М. Ф. Южный Каспий -моделирование тектонической истории // XXXV Тектоническое совещание «Тектоника и геофизика литосферы»: сб. материалов. М.: ГЕОС, 2002. С. 263-265.
Леонов Ю. Г. и др. Геологические аспекты проблемы колебания уровня Каспийского моря // Глобальные изменения природной среды. Новосибирск: Изд-во СО РАН. 1998. С. 39-57.
Летников Ф. А. Геофлюиды в геологической истории Земли // Всеросс. конф. «Дегазация Земли: геодинамика, геофлюиды, нефть, газ и их парагенезы»: сб. материалов / отв. ред. акад. А. Н. Дмитриевский. М.: ГЕОС, 2008. С. 8-10.
Мамедов П. З., Гулиев И. С. Субвертикальные геологические тела в осадочном чехле Южно-Каспийской впадины // Изв. АзАН. Науки о Земле. 2003. № 3. С. 139-146.
Мурзагалиев Д. М. Геодинамика Каспийского региона и ее отражение в геофизических полях // Геология нефти и газа. 1998. №2. С. 10-15.
Семенович В. В. Гидрогеология нефтегазоносных бассейнов. М.: Изд-во МГУ, 2000. 109 с.
Хаин В. Е. Тектоника континентов и океанов (год 2000). М.: Научный мир, 2001.
- 606 с.
Хаустов В. В. Роль геодинамики в формировании гидролитосферы // Будущее гидрогеологии: современные тенденции и перспективы. СПб.: Изд-во СПбГУ, 2008. С. 216-230.
Knapp C. C., Knapp J. H., Connor J. A. Crustal-scale structure of the South Caspian Basin revealed by deep seismic reflection profiling // Mar. Petrol. Geol. 2004. V. 21. P. 10731081.
Neprochnov Yu. P. Structure of the Earth’s crust of epicontinental seas: Caspian, Black and Mediterranean // Canad. J. Earth Sci. 1968. V. 5. P. 1037-1043.
Priestley K, Cipar J. J. Central Siberian, upper mantle structure and the structure of the Caspian basin // Phillips Laboratory Enviromental Research Paper. 1993. N 1125. P. 86-92.
