Формирование подземных флюидов Большого Кавказа и его обрамления в связи с процессами литогенеза и магматизма ( 25. 00. 09 геохимия, геохимические методы поиска полезных ископаемых)

Вид материала

Автореферат

Содержание По простиранию Главного хребта

Подобный материал:

• Ёнович минералого-геохимические особенности рудоносных метасоматитов и перспективы, 260.03kb.
• Налог   на добычу полезных ископаемых, 59.66kb.
• Направление (специальность) Геофизические методы поиска и разведки месторождений полезных, 199.85kb.
• Минералого-геохимические особенности и условия формирования ископаемых углей Республики, 509.25kb.
• Рабочая программа учебной дисциплины ф тпу 1-21/01 утверждаю, 1311.97kb.
• Комплекс геофизических и геохимических методов исследований при проектировании, строительстве, 427.17kb.
• Решение глубокского районного совета депутатов, 58.01kb.
• Рабочий учебный план специальности 130201/02 Геофизические методы исследований скважин/Геофизические, 235.37kb.
• Рабочая программа дисциплины ф тпу 1 21/01 Рабочая программа учебной ф тпу 1-21/01, 191.37kb.
• Программа по курсу «Методы интерпретации гис при подсчете запасов нефти и газа», 90.53kb.

Температура и глубины формирования вод Большинство углекислых источников Большого Кавказа характеризуется температурами ­от 2,5 до 10-15^оС. Более высокие температуры отмечены лишь в в Верхне-Кармадонских источниках (54^оС), пятигорском Провале (42^оС) 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 90^о, а с осью Главного хребта (фронтом коллизии) они образуют углы ~45^о. 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 ºС/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 [СО_{2 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 [СО_{2 вр}]. Например, в скв. 1 месторождения Багиата (Южная Осетия) оно достигает 5,5 г/л. В Эльбрусском районе в латеральных вариациях [СО_{2 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; Mőller 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 D и ¹⁸О 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 D (от -100 до -78 ‰), так и ¹⁸О (от -14,2 до -6,0 ‰). В отличие от углекислых вод КМВ и Западного Кавказа, соотношение величин δD и δ¹⁸О в источниках Приэльбрусья близко к «линии Крейга» (рис. 3 ). В латеральном распределении D и ¹⁸О 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 6×10^-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 (0,50÷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 бóльшую 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 δ¹³С в этих источниках, так и ее вариации в пространстве и времени.

Изменчивость δ¹³С(CO₂) во времени изучена в Приэльбрусье. опробование одного из источников Джилысу (р. Бийтиктебе) в 1999 году показало, что здесь величина δ¹³С(СО₂) в течение 12 дней варьировала от -5,9 до -6,4 ‰ относительно PDB. Через год здесь же значение δ¹³С(СО₂) составило -5,4‰. Опробование других источников показало, что вариации δ¹³С в углекислоте, как правило, не превышают 1‰. Исключение составляют газы источников Джилысу на р. Малка. В них значение δ¹³С(СО₂) в 1998 и 2000 гг. составило -5,8 и -3,0 ‰ соответственно. В целом, полученные данные указывают на относительную стабильность величины δ¹³С в СО₂.

Зато в Приэльбрусье видна изменчивость δ¹³С(CO₂) в транскавказском направлении. Около Эльбруса значения δ¹³С(СО₂) по 55 пробам варьируют от -8 до -5‰, составляя в среднем -6,9‰. К северу от вулкана, в районе КМВ, значения δ¹³С(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 δ¹³С от -9,0 до -12,6‰). Аналогичные тенденции прослеживаются и в газах Казбекской области. Таким образом, спектр значений δ¹³С(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 δ¹³С(СО₂) тоже изменяются. Восточнее Эльбруса, в шести углекислых источниках Северной Осетии и Дагестана величина δ¹³С(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 δ¹³С 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 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 δ¹³С в сопутствующем метане. Самые изотопно-тяжелые значения δ¹³С(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 δ¹³С(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 δ¹³С 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 δ¹³С и δ¹⁸О 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 δ¹³С в СаСО₃ и в СО₂ обычно составляет 11-14 ‰, а в источнике Тохана-верхний достигает 24 ‰.

Значения δ¹³С и δ¹⁸О 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 δ¹³С и δ¹⁸О меняются соответственно от +3,8 до +16,3 ‰ и от +24,6 до +28,1 ‰. С учетом этих и других данных оценен масштаб изменений δ¹³С и δ¹⁸О 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 δ¹³С регулируется исключительно процессом дегазации минеральной воды, пересыщенной углекислотой. Изотопные эффекты, сопровождающие осаждение кальцита из раствора второстепенны. При этом, судя по результатам расчетов, амплитуда вариаций δ¹³С 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 δ¹³С (СаСО₃). Но наблюдаемые вариации величин δ¹⁸О она не объясняет. В рамках модели их рост может происходить только в случае осаждения карбонатов при низких температурах (около 0^оС). Однако все источники опробовались в теплое время года (в июле-сентябре). процессом, способным вызвать такие изменения δ¹⁸О, 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 δ¹⁸О 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 δ¹⁸О. Мы располагали лишь немногими прямыми определениями δ¹⁸О в водах травертиноотлагающих источников. Поэтому для выяснения связи между значениями δ¹⁸О(СаСО₃) и δ¹⁸О(Н₂О) последние определялись большей частью косвенно – по выявленной изучением изотопного состава вод региона корреляции между величинами δ¹⁸О(Н₂О) и альтитудами источников. Было установлено, что в холодных источниках величина δ¹⁸О(СаСО₃) коррелируется с абсолютными отметками.

В целом, исследование изотопного состава травертинов холодных источников показывает, что величины δ¹³С и δ¹⁸О в верхних частях травертиновых куполов, в общем, зависят от изотопного состава исходной углекислоты (δ¹³С) и воды (δ¹⁸О). Однако из-за кинетических эффектов фракционирования изотопов значения δ¹³С и δ¹⁸О возрастают к подошве травертиновых построек. Кроме того, на соотношение величин δ¹³С и δ¹⁸О 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].