CC BY
14
Температура минеральных вод -отражение магматогенной термоаномалии в районе вулкана Казбек
В. №. Паврушин', 0. 0. Наковозов2
ВВЕДЕНИЕ
Большой Кавказ является фрагментом Альпий-ско-Гималайского горно-складчатого пояса, формирование которого продолжается и в настоящее время. Его структура определяется надвиговой складчатостью, развившейся в результате континентальной коллизии [20; 22]. В коллизионной обстановке происходит глубокое дробление континентальной коры, что способствует подъему магматического расплава к поверхности. На Большом Кавказе высокий уровень магматической активности отмечался на протяжении плейстоцена-голоцена. Наибольшей активностью отличались вулканы Эльбрусского, Кельского и Казбекского центров. Последние извержения некоторых из них (например, Эльбруса) происходили даже в историческое время (1-111 в. н. э.) [5; 1].
Давно замечено [6], что магматическая активность отражается на температурных и химических особенностях газоводных флюидов. Например, с областями развития молодого вулканизма на Кавказе ассоциируются исключительно холодные и термальные углекислые минеральные воды [12]. Исследования изотопного состава гелия (3Не/4Не),3 в спонтанных газах этих вод показывают, что в них присутствует гелий мантийного происхождения (с высокими значениями 3Не/4Не - до 900 х10-8) [14; 21; 10; 11]. Кроме того, вблизи от вулканических центров до сих пор отмечается вынос тепла (термальная активность) [10]. Таким образом, эти данные дают основание предполагать,
щее время извержений может соответствовать фазе временного покоя.
Наиболее детально эти вопросы были рассмотрены на примере минеральных источников При-эльбрусья и Кавказских Минеральных Вод (КМВ) [14; 21; 9; 10]. В частности, было показано, что, исследуя площадные закономерности распределения величин 3Не/4Не, можно оконтурить районы потенциальной магматической активности4.
Таблица 1.
Изотопный состав гелия в спонтанных газах минеральных источников Северной Осетии и Грузии.
Местоположение 3Не/4Нех 10"8 Ссылка
Грузия
Б^иага, источник, 650 1
скв. 8
Джава, скв. 42 330 1
Джава, скв. 42 380 1
Трусо, Нарзан-Воклюза 120 1
Трусо, Стыр-Суар 260 1
Трусо 185 2
Макарта, нарзан 690 1
Паншети, нарзан 250 1
Пассанаури, скв. 9 300 1
Арцхели, источник 82 2
Датвиси, источник 193 2
Хахмати, источник 366 2
Северная Осетия
ист. Кубус (р. Урух) 146 3
Тамиск, скв. 3, 750 м. И 3
ист. Хилаг 228 3
что вулканическая деятельность на Северном Кав- Примечание: данные заимствованы из -1) [Буачидзе, казе еще не завершилась, и отсутствие в настоя- Мхеидзе, 1989]; 2) [Поляк и др., 1998]; 3) данные авторов.
1 В.Ю. Лаврушин - к.г.-м.н., ИГЕМРАН.
2 А.О. Маковозов - к.г.-м.н., ИГЕМ РАН.
3 Соотношение изотопов гелия (3Не/4Не) является наиболее надежным индикатором присутствия мантийных газов (мантийной активности) во флюидах. Величина 3Не/4Не в верхней мантии составляет ~1200(—10'8), в то время как в древней континентальной коре оно варьирует 1 -:10 (-10'8). Поэтому даже небольшая примесь мантийных газов контрастно выделяется на фоне коровой составляющей.
4 Возобновление вулканической деятельности может проявиться не только в активизации уже извест-
ных вулканов, например Эльбруса или Казбека, но и в образовании новых вулканических аппаратов. По-
этому целесообразно говорить о районах потенциальной вулканической опасности.
2 0 0 4 I
Проведение же режимных наблюдений за изменением величины изотопно-гелиевого отношения в газах и температурой воды в источниках, очевидно, позволит получить информацию об изменении эндогенной активности и может послужить основой газогеохимического мониторинга вулканической опасности.
К сожалению, с этой точки зрения территории, прилегающие к Казбекскому и Кельскому вулканическим центрам, остаются еще до сих пор мало изученными. Предварительные данные об изотопном составе гелия (3Не/4Не) однозначно указывают, что здесь, как и в Приэльбрусье, активность мантии чрезвычайно высока (табл. 1). По величинам 3Не/4Не газы минеральных источников Осетии и Грузии оказываются аналогичными газам Приэль-брусья. Однако этих данных еще недостаточно для того, чтобы определить границы вулканически опасных районов и определить пункты сети газо-хими-ческого мониторинга.
В связи с этим в 2003 г. на территории Северной Осетии и Грузии (включая горные районы Южной Осетии) начаты работы по изучению потенциальной вулканической опасности Казбекского и Кель-ского вулканических центров. Определить границы опасных районов можно, используя комплекс геологических, геофизических и дистанционных (спутниковых) наблюдений. Одним из разделов этих работ является проведение газо-геохимического опробования минеральных источников. Результаты исследования температурных особенностей формирования вод изложены в данной публикации.
ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЙ
В июле 2003 года при содействии ВНЦ РАН и Владикавказского экспериментального геофизического центра РАН проводились работы по газо-хи-мическому опробованию углекислых минеральных источников, расположенных в горных районах Северной и Южной Осетии. На северном склоне Большого Кавказа (в долинах рек Геналдон, Фиагдон и Ардон) было опробовано 14 источников, а на южном 17 (в долине р. Большая Лиахва). Также привлекались данные опробования, проводимого в 1999-2000 гг. в Дигорском ущелье. Информация о температурных характеристиках вод минеральных источников, расположенных в верховьях р. Терек, была заимствована из [13].
Опробование источников включало в себя отбор проб воды (на макро- и микрокомпоненты) и измерение температуры воды. Пробы на микрокомпо-
ненты отфильтровывались через фильтр с диаметром пор 0,45 ц и подкислялись концентрированной азотной кислотой (марки О.Х.Ч.). Определение их химического состава производилось методами 1СР-МБ и 1СР-АЕБ в ИПТМ РАН (г. Черноголовка, Московской обл.). Определение макрокомпонентов (№а, К, Са, М§, С1, БО4, НСО3 и др.) в водах производилось по стандартным методикам в Геологическом институте РАН (г. Москва).
Измерения температуры воды в источниках проводились ртутными и электронными термометрами с погрешностью измерения 0,1-0,2 °С.
Температуры формирования вод в пласте (базовые температуры) рассчитывались на основании результатов химических анализов воды. Для этой цели используются соотношения концентраций щелочных металлов или кремния в растворе - так называемые гидрохимические геотермометры [17; 18; 16; 19]:
Т°С=1522 / (5,75-^ [БЮ2]) - 273,15, где концентрация БЮ2 в мг/л.
Т°С=777 / (^ ( N / К)+0,7) - 273,15. Т°С= 1000 / (^(Ш / Ы) - 0,14) - 273.
Т°С=2200 / (1о§(М§/Ы)+5,47) - 273, концентрации М§ и Ы в мг/л.
ТЕМПЕРАТУРА ВОДЫ В ИСТОЧНИКАХ
Температура дает представление о физических условиях формирования подземных вод (о глубине их циркуляции или о наличии термической аномалии). По этому параметру подземные воды делятся на два класса: холодные и термальные. Объективным критерием такой их типизации, как справедливо указал еще в 1912 г. К. Кейльгак [7], является отношение температуры (г) воды при разгрузке на земную поверхность к температуре «нейтрального слоя» (подошве слоя годовых теплооборотов), которая примерно соответствует климатической среднегодовой для данной местности, гнс. При г » гнс разгрузка подземных вод сопровождается избыточным выносом глубинного тепла, и именно такие воды следует считать термальными.
Увеличение температур (относительно температуры нейтрального слоя) может быть обусловлено различными факторами - экзогенными и эндогенными. К экзогенным факторам, в частности, относится соотношение инфильтрационного и подземного стоков. Оно может меняться в зависимости от сезона опробования, локальных гидрогеологических и физико-географических условий (например, увеличение доли инфильтрационных вод в летнее время приведет к повышению температуры воды). Выделить влияние этого фактора в чистом виде при
ТОМ 4
№ 3
разновременности термометрических измерении и различиях в природных условиях практически невозможно.
К эндогенным факторам можно отнести проявление геотермальной активности, т. е. прогрев вод в зонах температурных аномалии, связанных с магматическими камерами вулканов. Увеличение температуры воды может быть также и результатом дренирования более глубоких горизонтов, вскрываемых разрывными тектоническими нарушениями.
Температуры большинства источников Кельско-Казбекского раИона варьируют в диапазоне от 3 до 15 °С. Проявления вод с более высокими температурами известны только в Кармадонском ущелье (Нижне- и Верхне-Кармадонские источники - г от ~30 до 52 - 54 °С) [15].
Температура воды многих источников зависит от их положения над уровнем моря (рис. 1). ВысотныИ градиент убывания температуры воды составляет примерно ~ 5,5 °С/км. Такое соотношение температур и высотных отметок соответствует характеру изменения температуры нейтрального слоя на Северном Кавказе: от ~ 13 °С на отметках 500-1 000 м, до ~3 °С на высоте 2 500-2 700 м [4]. В целом, из этих построении следует, что температура большинства источников Кельско-Казбекского раиона соответствует температуре нейтрального слоя. Поэтому их можно отнести к классу холодных вод.
Однако часть фигуративных точек источников располагается выше линии тренда изменения температуры неит-рального слоя (на рисунке он показан в виде полосы, ограниченнои пунктирными линиями). Это позволяет отнести эти водопроявления (наряду с источниками Кармадона), несмотря на относительно низкую температуру их воды (9,7-14,7 °С), к классу термальных. ■"
Воды с повышенными значениями измеренной температуры (см. рис. 1) отмечаются во всех обследованных районах (в Дигории, в верховьях Ардона, а также на территории Южной Осетии и Грузии). Что касается источника в Верхней Дигории (ист. Харес) то, скорее всего, относительно высокая температура этого водопроявления обусловлена экзогенными факторами (источник выходит в конусе выноса небольшого Рис- 1 Соотношение измеренных температур воды и абсолютных от-
г ^г меток выходов минеральных источников Северной и Южной Осетии.
ручья на левом берегу р. Харес и, оче- тт
^ г г г ' Пунктирными линиями показан тренд изменения температуры воды
видн° подпитывается подрусловыми в источниках, соответствующий тренду изменения температуры ней-
водами). трального слоя на различных высотных отметках.
Температурные аномалии, отмечаемые в источниках, расположенных в верховьях Ардона (Згиль-1 и Чельдиевский), не поддаются однозначной интерпретации. Например, в ист. Згиль и Чель-диевский более высокие температуры были отмечены при опробовании осенью 2000 г. В 2003 г. температуры этих источников соответствовали температуре нейтрального слоя для этих высотных отметок. С одной стороны, такая нестабильность может указывать на сезонные (экзогенные) факторы формирования температурных характеристик воды. С другой - эти источники располагаются близко друг от друга, и повышение температуры в отдельные периоды может характеризовать так же, как в Тиб-1 и в ист. Закка, локальную температурную аномалию, связанную с тектоническим нарушением. В любом случае вопрос о существовании температурной аномалии в верховьях Ардона требует дополнительного изучения.
В Грузии и Южной Осетии все термальные источники (г > г ) локализуются на западном склоне Кельского вулканического нагорья (Ерман-верх-ний, Бритата-средний) и на южном склоне вулкана Казбек (источники в районе гг. Абано и Казбеги (по данным [13]). Очевидно, вместе с Кармадонскими термами они оконтуривают область температурной аномалии, связанную с магматическими камерами этих вулканов.
2300
2600
2400
2200
■ 2СОО
тем
1400
1200
1000
* Верх. Ардона
Ю. Осетия
4+ \ Дигория
*
ч * Ч
о \ \ ♦ ♦ ♦ + □
V а ^ □ \
\ П V ж \ □
\ ^ 4 \ а \ +
\ а \ ° \ Л
\ ° \ \ "Ч \
\ \ □
12
15
17
"С
ТОМ 4
№ 3
ТЕМПЕРАТУРНЫЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ ВОД (ПО ГЕОТЕРМОМЕТРАМ)
Общие положения
Как видно из приведенных выше результатов, температурные замеры далеко не всегда позволяют определить причины наблюдаемых термоаномалий - определить влияние экзогенных и эндогенных факторов. Оценить роль последних можно, привлекая данные о температурных условиях формирования вод в пласте. Наиболее точные представления о «базовых» температурах дают замеры температур в глубоких скважинах. Однако такими сведениями мы не располагаем. Температуры формирования воды в пласте можно также оценить косвенными методами, используя гидрохимические геотермометры [17; 18; 19]. Такие оценки учитывают реакции взаимодействия в системе «вода-порода», регулирующие при разных Р—Т условиях концентрации ионов Ка, Ы, К, М§, Са, БЮ2 .
Используемые аналитические выражения (см. раздел «Фактический материал...») были получены эмпирически для различных геологических объектов и, вероятно, не всегда могут быть применимы для оценки пластовых температур формирования углекислых вод Северного Кавказа. Базовые температуры, рассчитанные по №-1л-, Мц-Ы-, Ыа-К- п 8Ю,-геотермометрам (табл. 2), часто сильно различаются, а в некоторых случаях даже обратно коррелируют между собой (например, М§-1ли№-К).
По-видимому, такие расхождения отражают неустановившееся равновесие в системе «вода-порода» для различных минеральных систем (наличие обратных корреляций) и/или являются следствием сильного разбавления минеральной воды потоком инфильтрацион-ных вод в зоне активного водообмена. Кроме того, на показания М§-1л-геотермометра может оказывать влияние равновесие в карбонатной системе (осаждение или растворение магнезиальных кар-
бонатов при их контакте с углекислыми водами).
Процессы разбавления минеральной воды маломинерализованными водами по-разному скажутся на показаниях геотермометров. Геотермометры, для расчетов которых используются концентрации М§ и БЮ2 (М§-Ы- и БЮ2 -геотермометры)1 , значения логарифмируемых функций, а соответственно и температуры, будут снижаться.) дадут заниженные значения температур (при этом из-за использования логарифмической функции зависимость расчетной температуры от степени разбавления будет иметь нелинейный характер).
Очевидно, что Ка-Ы - и Ка-К-геотермометры менее чувствительны к процессам разбавления. Однако, в случае смешения минеральных и формаци-онных вод (более древних вод, имеющих собственную историю) показания этих термометров также могут искажаться.
В целом, учитывая все вышесказанное, мы считаем, что более надежные результаты (в плане абсолютных оценок температур) могут быть получены по Ка-Ы- и Ка-К-геотермометрам. Действительно, в большинстве случаев значения температур, полученные по этим термометрам, оказываются близкими - различия, как правило, не превышают 10—30 °С (рис. 2).
200
250
200
ч s
150
100
50
£ / * ■ k. О A
у И / ...... □п /
Т _ : П (I? □ .>.....* д °/ь £ * * rf * \ * * f '................. / w....... '■'fj, л \
/
/ □
100
300
400
£00 I (М*-К),
Рис 2. Соотношение величин базовых температур минеральных вод Северной и Южной Осетии, рассчитанных по №-Ы- и №-К- геотермометрам.
1 В расчетах Mg-Li-геотермометра в качестве логарифмируемой функции используется отношение [Mg]°,5/[Na], а при оценках SiO2-температур логарифмируется концентрация кремния в растворе (Log [SiOJ). При разбавлении минеральной воды водой, почти не содержащей солей (ультрапресной, инфильтрационной),
ВЕСТНИК
ВПАППКАВКАЗСКОГО НАУЧНОГО UEHTPA
Таблица 2.
Температурные характеристики минеральных источников Северной и Южной Осетии.
№ на рис. 3 № обр. Название источников Абс. отм. t измер. Базовые температуры по Градиент, t
Mg-Li Na-Li Na-K Si
Северная Осетия м. ос ос ос ос ос град/ км
Кармадон-Фиагдон
1 26/99* Кармадон нижний, скв. 1614 65 148 191 60 68 77
1 26-1/99 Кармадон нижний, скв. 29 1614 42 133 185 45 54 74
1 2/03 Кармадон нижний, скв. 29 1543 43,5 139 191 47 72 76
2 39/00 Верхний Кармадон, нарзан 2314 54 142 244 253 100 98
2 4/03 Верхний Кармадон, нарзан 2296 41,9 142 237 236 100 95
3 25/99 ист, Хилаг (ист, Теплинский, р, Фиагдон) 2556 3,5 113 279 236 75 111
3 3/03 ист, Хилаг (ист, Теплинский, р, Фиагдон) 2556 3,8 114 265 205 87 106
Верховья Ардона
4 37/00 Чельдиевский нарзан 2069 10,4 29 148 153 44 59
4 8/03 Чельдиевский нарзан 2069 8,4 26 150 159 43 60
5 9/03 Карта 2206 7Д 28 175 177 74 70
6 36/00 Згиль 1 2058 9,7
6 10/03 Згиль 1 36/00 2058 8,4 61 140 115 56 56
7 12/03 Камсхо 2026 7 44 156 218 55 62
8 13/03 Бубу 2347 5,3 7 153 191 44 61
9 11/03 Лисри (Двухголовый) 1980 7,1 69 153 112 55 61
10 14/03 Калиат 2329 7,2 24 138 181 66 55
11 35/00 Тиб-1, скв., 150 м. 1781 12 81 153 142 53 61
11 16/03 Тиб-1, скв., 150 м. 1781 80 162 142 49 65
12 34/00 Нарзан Адайкон-дон верхний 2256 6,8 44 186 149 71 74
13 38а/00 Зарамаг 1, скв. 1673 10 103 177 112 65 71
13 6/03 Зарамаг 1, скв. 1673 10,7 109 189 111 65 75
14 24/99 Тамиск скв. 3, 750 м. 15,1 26 176 212 43 70
15 33/00 Хасиевский нарзан, Зруг-дон 1805 9,2 86 128 89 62 51
15 7/03 Хасиевский нарзан, Зруг-дон 1800 6,7 80 133 85 57 53
16 17/03 Кесатикау (Закка) 2094 12,7 58 113 39 52 45
Дигория
17 23/99 ист. Кубус 1945 5,6 124 273 231 75 109
18 31/00 Колтусуар 1954 6,5 ИЗ 264 210 85 106
19 28/00 нарзан Лабода 2354 5,3 2 170 244 58 68
20 29/00 нарзан Мацота 2475 3,8 -4 151 415 54 60
21 30/00 Харес 2268 11,4 30 148 143 47 59
22 32/00 скв. турбаза Дзинага 1435 12,6 73 179 132 98 72
Южная Осетия
23 18/03 Сба 1752 8,2 83 157 71 50 63
24 19/03 Суна 2045 12,2 43 206 112 43 82
25 20/03 Ерман верхний 2324 11,6 36 197 172 111 79
26 21/03 Ерман нижний 2162 6,7 15 143 96 46 57
27 22/03 Ходзи (нижний) 2226 7,5 67 211 131 74 84
28 23/03 Едисса 1958 7,3 62 217 159 100 87
29 24/03 25/03 26/03 Згубир 1619 8,6 53 205 170 95 82
30 Згубир- нижний 1554 9,5 58 172 116 52 69
31 Бритата 1862 8,2 45 173 109 48 69
32 27/03 Бритата-верхний 1942 8,4 68 193 125 48 77
33 28/03 Битата-средний (озеро) 1864 12,3 53 172 93 47 69
34 29/03 Багиата, скв. 1335 НД 72 136 82 61 54
35 30/03 скв. Джава 1104 11,2 49 82 52 98 33
36 31/03 Кесельта 1101 12 ,3 83 130 60 55 52
37 32/03 Кобет 1705 8 90 149 116 108 60
38 33/03 Кировский 1495 10,4 70 132 75 58 53
39 34/03 Хуце 1135 14,5 3 110 252 63 44
Примечание: * - цифра в знаменателе номера пробы соответствует году опробования.
ТОМ 4
№ 3
Отклонения некоторых фигуративных точек от общего тренда может быть вызвано подмешиванием вод различного генезиса. Завышенные значения Ка-К-геотермометра (относительно Ка-Ы) отмечаются только в сильно опресненных водах (см. рис. 2). Очевидно, искажение результатов расчетов происходит собственно не из-за процессов разбавления, а из-за солевой нагрузки инфильтра-ционных вод. При инфильтрации через почвенные горизонты воды могут обогащаться ионами калия (калий — биофильный элемент).
В редких случаях отмечается занижение Ка-К-температур. Оно характерно для проб, в которых имеется примесь формационных (С1-№а) вод (воды из скважин Нижнего Кармадона).
Таким образом, при оценках базовых температур мы отдаем предпочтение Ка-Ы-геотермометру, как менее чувствительному к процессам смешения минеральной воды с водами иного происхождения.
БАЗОВЫЕ ТЕМПЕРАТУРЫ ФОРМИРОВАНИЯ ВОД
Оценки расчетных температур по Ка-Ы-термо-метру показывают, что формирование углекислых вод Кельско-Казбекского района происходит при
температурах 110-280 °С (табл. 2). При этом в ха-
рактере распределения температур выявляется четкая тенденция — базовые температуры увеличиваются в источниках, ближе всего расположенных к молодым вулканам и интрузиям (рис. 3). Это хорошо видно на примере источников Верхнего и Нижнего Кармадона (табл. 2). Здесь по мере приближения к Казбеку базовые температуры возрастают от ~190 до 240 °С. В Дигории максимальные температуры (до 270 °С) также отмечаются в районе горы Кубус, где присутствует гранодиоритовая неоинтрузия, имеющая возраст 2,5 млн лет (данные А.Г. Гурбанова). То же самое показывает и распределение базовых температур в Южной Осетии, где с приближением к Кельскому вулканическому нагорью они увеличиваются до ~ 210—220 °С. Таким образом, самыми «горячими» из всех обследованных водопроявлений оказываются источники: Вер-хне-Кармадонский (~ 240), Фиагдонский (~ 270), Кубус (273), Едисса (217).
Источники в верховьях Ардона отличаются более однообразным распределением базовых температур (преобладают значения 150—160 °С). Здесь имеется только небольшая субширотная термоаномалия в районе источников Зарамаг—Адайком-дон (табл. 2 и рис. 3). Она, по-видимому, маркирует Адайкомский разлом. Наличие такой аномалии мо-
Д21
А О
7. 16
к I
\ <
022
I У
^■Тамиск 14
V-
/
) ! } /
{ \ \ ^ —у
4
У/г
4
1&
Базовые температуры по Ма-Ы геотермометру
С- 80 Ю 140 140 Ю 155 ■ 155 Ю 180 ♦ 180 Ю 205 205 Ю 275
■гмэ
^ КаЛБмс
» '—-.1
»38 Л
Э6
эт о
34
г
33'
"Л
^ V ( Оч \ 1
\
( ,—
) \
"М
Рис. 3. Распределение величин базовых температур формирования минеральных источников Северной и Южной Осетии, рассчитанных по №-Ы-геотермометру. Пунктирной линией показана ось Главного хребта Большого Кавказа; звездочками - положение молодых вулканических центров; цифрами обозначены минеральные источники -см. первый столбец табл. 2.
ТОМ 4
№ 3
жет указывать на активное состояние этого разрывного нарушения, что необходимо учитывать при организации сети геофизического и газо-химичес-кого мониторинга (в районе створа Зарамагской ГЭС).
ГЛУБИНЫ И ГЕОТЕРМИЧЕСКИЕ УСЛОВИЯ ФОРМИРОВАНИЯ МИНЕРАЛЬНЫХ ВОД
Оценив базовые температуры, можно качественно определить глубины формирования вод. Для этого необходимо иметь представление о градиентах температур в горных районах Кавказа.
Судя по температурным замерам в скважинах равнинной части Северной Осетии [15], градиенты температур в предгорных районах варьируют в пределах 30-35 град/км. В горных районах о градиентах температур имеются только отрывочные сведения. Например, в скважине Тамиска градиент оценивается как 22 град/км. По-видимому, значения 22-30 град/км (в среднем 25 град/км) можно принять для большинства горных районов Северной Осетии, где развиты воды азотно-метанового состава (к северу от Бокового хребта).
В области развития молодого вулканизма градиенты температур могут быть существенно выше. Например, в скважинах Кармадонского месторождения термальных вод градиент температур достигает величин 70-75 град/км [15]. В этом случае, принимая оценки базовых температур по Ка-Ы-геотермо-метру, глубина формирования вод Нижнего Карма-дона будет составлять примерно 2,5 км.
Если допустить, что условия формирования вод в горных районах примерно одинаковы (т.е. глубины циркуляции вод в исследуемом районе варьируют не очень сильно и составляют примерно 2,53,0 км), то можно оценить изменения градиентов температур.
Например, такие оценки для источников Верхнего Кармадона показывают, что с приближением к Казбеку геотермические градиенты будут заметно возрастать и в районе Верхне-Кармадонских источников достигнут значений порядка 90100 град/км. Еще более высокие градиенты (до 110 град/км) могут отмечаться в районе г. Тепли (ист. Хилаг).
В долине р. Ардон величины температурных градиентов оказываются существенно ниже и варьируют от 50 до 70 град/км. Такие же градиенты характерны и для большинства районов Южной Осетии и Дигории. Однако и здесь, как в Кармадонском ущелье, с приближением к молодым вулканам (Кельско-
го вулканического нагорья и г. Кубус) градиент температур возрастает до 85-110 град/км.
Имея представление о максимальных величинах температурных градиентов и допуская, что на верхней границе вулканической камеры температура расплава может составлять 650-700 °С (температура плавления кислого расплава), можно предполагать, что в районе Казбекского и Кельского вулканических центров имеются субповерхностные вулканические камеры. Они могут располагаться на глубине 3-6 км ниже уровня моря.
Эти качественные оценки хорошо согласуются с результатами геофизических наблюдений, проводимых в 2003 г. в Геналдонском ущелье. Здесь кровля магматической камеры Казбека может располагаться на глубинах от 2 (по данным гравиметрических наблюдений А.В. Копаева. -См. статью в данном журнале) до 3,5-4 км ниже уровня моря (по данным магнито-теллурическо-го зондирования, проведенного В.Н. Арбузкиным и др. - См. там же).
ЗАКЛЮЧЕНИЕ
В целом, анализ распределения температурных характеристик естественных водопроявлений указывает на наличие термической активности в районе Казбекского и Кельского вулканических центров. Термоаномалии фиксируются в источниках, располагающихся на удалении до 10-15 км от вулканов. Это, в общем, как показало сопоставление аналогичных температурных исследований, проведенных в Приэльбрусье [10], с геофизическими данными [8; 2] может примерно характеризовать размеры субповерхностных вулканических камер. Оценки градиентов температур показывают, что эти камеры могут располагаться на небольших глубинах (36 км ниже уровня моря) и до сих пор содержать силикатный расплав. Это, в конечном итоге, позволяет рассматривать Казбек и Кельский вулкан как центры потенциальной вулканической опасности.
Следует также отметить, что приведенные нами качественные оценки градиентов температур для горных районов Северной и Южной Осетии имеют еще и прикладной аспект. Они показывают, что не только в Кармадонском ущелье, но и в других местах рассматриваемого района могут быть разведаны месторождения термоминеральных вод, пригодных для тепло-энергоснабжения (на глубинах 2,5 км могут быть вскрыты воды с температурами до 200 °С).
В заключение хотелось бы отметить, что полученные данные имеют предварительный характер,
ТОМ 4
№ 3
поскольку до сих пор остаются неопробованными минеральные источники, расположенные в верховьях р. Терек, на восточных склонах Казбекского и Кельского вулканических центров и в районе вулкана Кабарджин. Это опробование планируется провести в 2004-2005 гг.
Как отмечалось выше, недостатком температурных характеристик вод является то, что на них влияет целый комплекс «мешающих» факторов, не связанных с проявлениями новейшей вулканической активности. Более точные оценки размеров магматических камер можно получить, проведя исследования изотопного состава инертных газов - прежде
всего гелия ( 3Не/ 4Не). В конечном итоге изучение изотопного состава гелия в газах и температурных характеристик минеральных вод позволит получить важную информацию о состоянии мантии, которая необходима для прогноза возможной вулканической активности. Выполнение изотопных и химических определений потребует привлечения целенаправленного финансирования.
В дальнейшем информацию о температурах и изотопно-гелиевом отношении в газах необходимо получать с периодичностью один раз в три года, что позволит проследить динамику глубинных эндогенных процессов.
Литература
1. Богатиков O.A., Мелекесцев И.В., Гурбанов А.Г., Сулержицкий Л.Д., Катов Д.М., Пурига А.И. Радиоуглеродное датирование голоценовых извержений вулкана Эльбрус (Северный Кавказ, Россия) //Докл. РАН, 1998. Т. 363. № 2. С. 219-221.
2. Богатиков O.A., Нечаев Ю.В., Собисевич А.Л. Использование космических технологий для мониторинга геологических структур вулкана Эльбрус // Докл. РАН, 2002. Т. 387. № 3. С. 1-6.
3. БуачидзеГ.И., Мхеидзе Б.С. Природные газы Грузии. - Тбилиси: Мецниереба, 1989. 155 с.
4. Врублевский М.И. О геотермических условиях и формировании температуры минеральных вод Центрального Кавказа //Вести. ЛГУ, 1954. № 10. С. 119-123.
5. Гущенко И.И. Извержения вулканов мира. - М.:На-ука, 1979. 475 с.
6. Дислер В.Н. Возможные направления эволюции углекислых вод и азотных терм областей новейшего горообразования // Бюлл. МОИП, отд. Геол., 1971. № 3. С. 114-124.
7. Кейльгак К. (1935) Подземные воды. - Ленинград-М.: ОНТИ, 1935. 499 с.
8. Краснопевцева Г.В., Резанов И.А., Шевченко В.И.
Глубинное строение, природа сейсмических границ и эволюция коры Кавказа // Строение земной коры и верхней мантии по данным сейсмических исследований. -Киев: Наук. Думка, 1977. С. 203-216.
9. Лаврушин В.Ю., Поляк Б.Г., Покровский Б.Г., Каменский И.Л. Оценка активности мантии в Приэльб-русье по изотопно-геохимическим характеристикам свободных газов подземных вод //Геодинамика, сейсмотектоника и вулканизм Северного Кавказа. Ред. Н.П. Лаверов. - М.: ОИФЗ РАН, ИГЕМРАН, ГНИЦПГК (МФ) при КубГУМинобразования РФ, 2001. С. 272-293.
10. Лаврушин В.Ю., Поляк Б.Г. Температура вод источников в окрестностях вулкана Эльбрус: отражение магматогенной термоаномалии // Геодинамика, сейсмотектоника и вулканизм Северного Кавказа. Ред. Н.П.Ла-веров. - М.: ОИФЗ РАН, ИГЕМ РАН, ГНИЦ ПГК (МФ) при КубГУ Минобразования РФ, 2001. С. 241-271.
11. Лаврушин В.Ю., Дубинина Е.О., Авдеенко А.С., Костенко О.Е. Углекислые воды Северного Кавказа: происхождение и условия формирования // Проблемы гидрогеологии XXI века: наука и образование.- М.: РУДН, 2003. С. 431-443.
12. Масуренков Ю.П. Тектоника, магматизм и углекислые минеральные воды Приэльбрусья //Изв. АН СССР, сер. Геол., 1961. № 5. С. 45-57.
Углекислые минеральные воды Северного Кавказа / Под ред. Пантелеева И.Я., - М.: Изд-во АН СССР, 1963.190 с.
13. Поляк Б.Г., Каменский ИЛ., Прасолов Э.М., Чеш-ко А.Л., Барабанов Л.Н., Буачидзе Г.И. Изотопы гелия в газах Северного Кавказа: следы разгрузки тепломас-сопотока из мантии //Геохимия, 1998. №4. С. 383-397.
14. Цогоев В.Б. Гидроминеральные ресурсы Северной Осетии. - Орджоникидзе: ИР, 1969. 410 с.
15. Fouillac С., Michard G., Sodium/litium ratio in water applied to geothermometry of geothermal reservoirs // Geochemics. 1981. ¥.10. P. 55-70.
16. Fournier R.O., Trusdell A.H. An empirical Na-K-Ca chemical geothermometer for natural waters // Geochim. et Cosm. Acta. 1973. ¥. 37. P. 1255-1275.
17. Fournier R.O., Potter R.W. A magnesium correction for the Na-K-Ca geothermometer //Geochim. et Cosm. acta, 1979. ¥ 43. P. 1543-1550.
18. Kharaka Y.K., Mariner R.H. Chemical Geothermomethers and Their Application to Formation Waters from Sedimentary Basins. In.: Thermal History of Sedimentary Basins, Methods and Case Histiries. New York: Spring.-Verlag, 1989. P. 99-117.
19. Philip H., Cisternas A., Gvishniani A., Gorshkov A. The Caucasus: an actual example of the inin-tial stages of continental collision // Tectonophysics, 1989. ¥.161. P. 1-21.
20. Polyak B. G., Tolstikhin I.N., Yakovlev L.E., Marty В., Cheshko A.L. Helium isotopes, tectonics and heat flow in the Norten Caucasus // Geochim. and Cosmoch. Acta, 2000. ¥ 64. № 11. P. 1925-1944.
21. Zonenshain L.P., Le Pichon X. Deep basins of the Black sea and Caspian Sea as renmnants of Mesozoic back-arc basins // Tectonophysics. 1986, ¥. 123. P. 181-211.
ТОМ 4
№ 3
