Про природу
грязьових вулканів
Професор, д. г.-м. н. В. М. Холодов, Геологічний інститут РАН,
Москва
Грязьові
вулкани представляють собою досить широко поширене геологічне
явище. В даний час на нашій планеті налічується більше 1700 надводних
і підводних грязевулканіческіх будівель. Деякі грязьові вулкани-гіганти,
особливо часто зустрічаються на території Азербайджану, мають висоту 400-450
м, площа кратерного майданчики 900-1000 м2, а загальний обсяг твердих
викидів у момент виверження в них перевищує 2400 млн м3. Особливо
великих розмірів досягають грязьові вулкани Алятской гряди - Туорогай, Великий
Кянізадаг, Дашгіль, Котурдаг, Айрантекян, Каракюре, Солахай та ін
Звичайна грязевулканіческая
діяльність чітко розпадається на два періоди. Виверження починаються зі вибуху
газів в кратері, руйнування кратерного пробки і надходження на поверхню
потоків напіврідких грязебрекчій. Одночасно з жерла вулкана викидаються
тверді уламки і брили порід, нерідко відбувається самозаймання вуглеводневих
газів і над кратером з'являється горить полум'я. Його висота може досягати
декількох сотень метрів. Маси грязебрекчій, що містять велику кількість
води, нафти, сірководню і розсіяних сульфідів, розтікаючись на площі,
надбудовують старий конус. При цьому обсяги твердих викидів величезні.
Виверження
вулкана зазвичай триває декілька днів, супроводжується землетрусом, потужним
підземним гулом і іноді розпадається на окремі фази, протягом яких
переважають то одні, то інші продукти грязевулканіческой діяльності.
Потім вулкан
надовго затихає. На кратерного майданчику його з'являються численні сальзи і
грифони, безперервно що поставляють на поверхню рідку грязь, газ, воду. а іноді
і нафту. Тут у кожного джерела, що пробивається на поверхню, відкладається
маса щільних глинистих корок, які нарощуючи, перетворюються на мініатюрне
подобу вулкана. Такі сальзи. розмірами не більше 2-3 м заввишки зустрічаються в
кратерах у величезних кількостях. Так, в кратері Дашгіль встановлено 45 подібних
будівель, в кратері Айрантекяна - 66, а в кратері Отманбоздага навіть 85.
Одночасно на
схилах вулканічного конуса починається окислення і ерозія грязевулканіческіх
будівель. Сірі і зеленувато-сірі глини, що містять розсіяні сульфіди
окислюються і перетворюються в бурі, червонувато-бурі породи, збагачені
гідроксиду заліза та марганцю. Схили покриваються мережею глибоких ярів
(барранкосов), радіально розташованих по відношенню до кратерного майданчику; по
ним переміщуються як глибинні води вулканів, які надходять з грифонів і сальз,
так і атмосферні опади тимчасово скупчуються у нерівностях рельєфу.
Таким чином,
в грязьових вулканах постійно чергуються періоди виверженні з періодами відносного
спокою. Під час виверження різних грязьових вулканів відбуваються вкрай
нерівномірно. Так, наприклад, вулкан Джау-Тепе (Керченський півострів) з 1864 по
1942 вивергався 7 разів, Туорогай (Азербайджан) з 1841 по 1950 р. - 6 разів,
тоді як протягом XX століття зафіксовано тільки 2 виверження вулкану Шуго
(Тамань). Втім, цілком імовірно, що така нерівномірність
грязевулканіческого процесу пояснюється неповнотою виконаних спостережень.
Грязьові
вулкани з найдавніших часів привертали увагу геологів; їм присвятили свої
роботи такі видатні вчені як М. І. Андрусов. І. В. Мушкетов, Г.В, Абіх,
В. І. Вернадський, А. Д. Архангельський, І, М. Губкін. К. Н. Каліцкій, Д, В. Голубятников,
В. В. Білоусов, Н. С. Шатський, А, Б. Ронов, П. Н. Кропоткін, В. Е. Хаїн, А. І. Косигін,
Е. Ф. Шнюков та ін
При поясненні
механізму формування власне грязьових вулканів на початку XX століття
позначилася три головних напрямки.
Одні
дослідники, традиційно розвиваючи ідеї Г. В. Абіха, продовжували стверджувати
ендогенний, магматичних генезис вулканів, акцентуючи увагу на окремих,
не завжди однозначно пояснюваних особливості цього явища (Е. П. Штебер,
С. А. Ковалевський, В. О. Горін, Н. А. Кудрявцев, П. Н. Кропоткін, Б. М. Валяєв,
Ш. Ф. Мехтієв, С. Д. Гемп, 3.А. Буніат-Заде, К. К. Уілсон та ін.)
Інші геологи,
слідом за академіками А. Д. Архангельським і, почасти, І.М. Губкіна пропонували
тектонічна рішення задачі і головним чинником, що визначив виникнення
грязьових вулканів, вважали геодинаміки - розвиток діапірових складок, пологих
насувів або глибинних розломів (Н. С. Шатський, М. М. Жуков, Е. В. Мілановскій,
В. Е. Руженцев, С. Зубер, В. А. Горин, С. Ф. Федоров, З.А.Буніат-Заде, В. Г. Бондарчук,
А. Л. Путкарадзе, Ч. А. Зейналов, И. М. Сірика, Н, Ю. Халілов, А. А. Керімов,
А. Н. Пільчін, Л. Н. Єланський, М. Л. Копп та ін.)
Нарешті, найбільш
популярним виявилося подання геологів-нафтовиків, які відповідно
з поглядами В. М. Вебера, К. П. Каліцкого, В. Д. Голубятникова та І. М. Губкіна
пов'язували освіта грязьових вулканів з формуванням і руйнуванням
родовищ нафти і газу (М, К, Калинко, А. А. Якубов, М. М. Зейналов,
З.А.Буніат-Заде, P.P. Рахманов, Б. В. Григор ', Е. Ф. Шнюков і багато ін.) При
цьому, надлишковий тиск, що виникає в нафтових покладах і обумовлює
прорив грязебрекчій на поверхню через еруптивні канали вулканів багато
дослідники пояснювали надлишковим тиском вуглеводневих газів,
сконцентрованих в надрах.
Про
закономірності розподілу грязьових вулканів
Рис. 1.
Розподіл грязьових вулканів
Як наземні,
так і підводні грязьові вулкани дуже рідко бувають поодинокими; частіше вони
групуються в грязевулканіческіе провінції різних розмірів (рис. 1).
Найбільш
великі провінції грязьових вулканів зосереджені в південно-східній і
північно-західній частинах Кавказу.
У межах
Азербайджану (Апшеронський півострів, південно-західний Гобустан і Ніжнекурінская
западина) закартировано понад 220 грязевулканіческіх структур. Зазвичай вони
пов'язані з антиклінальними підняттями, частково контролюються тектонічними
розломами і іноді просторово збігаються з великими нафтовими і газовими
родовищами [1, 2].
В
північно-західній частині Західно-Кубанської западини, на Таманському півострові, а
також у межах Керченського півострова розташовується ще одна велика
грязевулканіческая провінція. Тут зафіксовано понад 100 грязевулканіческіх
проявів [3, 4].
Менші
грязевулканіческіе провінції, до складу яких входить звичайно кілька десятків
грязьових вулканів, встановлені в Італії (долина р.По, о.Сіцілія), в Албанії, в
Румунії, в західній Туркменії, в межах Горганського рівнини Ірану, на
макранском узбережжі Ірану і Пакистану, в північному Белуджане Пакистану, в
Джунгар (КНР), в західних районах Бірми, на островах Малайзії та Індонезії, на
острові Нова Гвінея. Характерно широке поширення грязьових вулканів на
острові Сахалін, на островах Хонсю і Хоккайдо (Японія), а також у Новій
Зеландії.
У західному
півкулі грязьові вулкани відомі на острові Тринідад (держава Тринідад і
Тобаго), у Венесуелі і в північній Колумбії; вони встановлені також на узбережжі
Мексиканської затоки, у Каліфорнії, в Гренландії і в Ісландії.
Місцеві
назви грязьових вулканів варіюють у дуже широких межах; їх іменують
сальзамі, макалубамі, глодурамі, болборосамі, пиклямі (варіетет-пекло),
грифонами, потоссамі, Морн, буф, ярдами, ервідеросамі, намарамі,
порсугелямі.
Серед підводних
грязевулканіческіх провінцій, мабуть, найбільшою є Южнокаспійская
западина; тут за допомогою ехолотірованія, геоакустіческого профілювання і
аеромагнітной зйомки виявлено більше 136 грязевулканіческіх будівель на дні
моря.
Менш детально
вивчені підводні грязевулканіческіе провінції Чорного та Середземного морів; в
них відповідно досліджено 25 і 16 грязевулканіческіх споруд.
Підводні
грязьові вулкани досить широко поширені на шельфах океанів і зовнішніх
морів; також як холодні потоки вуглеводнів ( "сипи") вони
встановлені в межах західного і східного тихоокеанського узбережжя, на
шельфах Атлантичного океану. Норвезького і Баренцового морів (мал. 1).
В цілому,
розглядаючи закономірності поширення грязьових вулканів на континентах
планети, а також у морях і океанах (рис.1), неважко прийти до висновку, що
більшість грязевулканіческіх провінцій виразно тяжіє до альпійської зони
складчастості. Її поширення також позначена на рис. 1 і підтверджує
висновок, зроблений раніше в роботах М. К. Калинко, Р. Р. Рахманова, - сучасний
грязьовий вулканізм контролюється розташуванням альпійських гірських споруд.
При цьому
головною ареною, на якій проявляється грязьовий вулканізм, є передгірні
і міжгірські западини, в яких накопичуються потужні товщі теригенно-глинистих
кайнозойських відкладень. Так, загальновідомо, що в межах Мексиканської западини
потужність осадового чохла оцінюється в 10 км, у Південно-Каспійському басейні вона
дорівнює I9-20 км, в Західно-Туркменської западині - 14 км, в Омано-Макранской
депресії - 11 км, а в межах Іорвадійско-Андаманського регіону вона коливається
від 14 до 18 км.
Зазвичай області
розповсюдження грязьових вулканів збігаються з найбільшими
нафтогазоносними басейнами і відповідними їм елізіоннимі системами [5, 6].
Нарешті,
слід підкреслити, що в грязевулканіческіх провінціях зазвичай дуже широко
розвинені потужні глинисті товщі і зони надвисоких пластових тисків флюїдів
(СВПД). Остання обставина особливо рельєфно довів М. К. Калинко,
що встановив їх прояву в районах Мексиканської затоки та острова Тринідад, що в
Західно-Кубанської западині і на Апшеронському півострові, в Західно-Туркменської
западині, в районі Ельбурса, на Макранском узбережжі Ірану і Пакистану, в
Джунгарською западині, у Західній Бірмі та на острові Ява.
морфогенетичні
типізація грязьових вулканів
Рис. 2.
Якщо
використовувати дані, що характеризують 500 і більше наземних і підводних грязьових
вулканів Крим-Кавказького та Южнокаспійского регіонів, то можна виділити серед
них ряд морфогенетичних типів (рис.2).
До першого типу
грязевулканіческіх будівель відносяться діапіровие освіти (I а, б, в). Зазвичай
це великі грязьові вулкани, в яких грязевулканіческая брекчія відрізняється
вузький консистенцією і видавлюється з кратерного каналу, утворюючи
столбообразние неккі. Типовими прикладами вулканів цієї групи можуть служити
Разнокол (Тамань), Котурдаг (Гобустан), Кобеко і Боя-Даг (Західна Туркменія).
Рис 3.1
Разнокольскій
грязьовий вулкан розташований на лівому березі старої протоки р. Кубань, поблизу від
села Юр'єво. Тут безпосередньо з-під зарослих травою грунту, без будь-яких
інших слідів грязевулканіческой діяльності, видавлюється величезне
колбасоподобное тіло, заввишки в 2-3 м і шириною в 15-20 м (рис. 3.1).
Сповзаючи вниз по схилу берега в'язка грязебрекчія розламується на блоки і
формує гігантський зсув, довжина якого досягає 1.5 км, при ширині в
50-100 м; він під прямим кутом перетинає крутий лівий берег протоки (рис. 32,3).
У щільною глині потоку зустрінуті рідкі включення уламків порід і брил
розмірами від 0.50 х 0.70 до 1.5 х 3 м; вони складаються пісковиками, карбонатними
уламками і сідерітовимі конкреціями. За Е. Ф. Шнюкова видавлювання діапіра
здійснюється нерівномірно, в одних частинах воно визначено у 12 см/міс., в
інших - до 75 см/міс. У часі інтенсивність процесу теж міняється, то
прискорився, то сповільняться.
Рис. 3.2
Рис. 3.3
Грязьовий вулкан
Котурдаг являє собою величезну конусоподібну гору, ускладнену невеликий
кратерного майданчиком, що нагадує гігантський бархан. З кратера вулкана видавлюється
бугор щільною глинистої грязебрекчіі; його ширина досягає 30 м, а висота - 15
м. Так само, як в межах Разнокола, грязебрекчіевий мова розламується на
фрагменти, прориває кратерного вал в його південній частині і простягається вниз по
грязевулканіческой схилу гори на відстань 1.5 - 2 км. У щільною глині
вулкана видно численні дзеркала ковзання; на тлі щільної глинистої
маси темно-коричневого кольору розкидані рідкі, але великі уламки мергелів,
зеленувато-сірих пісковиків і червонокольорові глинистих порід. А. А. Якубов та
М. М. Зейналов встановили, що швидкість видавлювання глинистих грязебрекчій в
Котур-Дазі оцінюється в 1.2-1.5 м/міс.; Наші заміри в 1987 році дозволили
розрахувати її величину у 1 м/міс.
рис. 3.4, 3.5
Істотно
відрізняється від Разнокола і Котурдага будова грязьового вулкану Кобеко,
розташованого на зводі однойменної антикліналі в 1.0-1.5 км на північний схід від
Боядага (Західна Туркменія). За особливостями будови некк вулкана Кобеко мало
відрізняється від так званих "шайтанська садів". Звичайно це округлі
в плані ділянки розміром 10 х 5 або 25 х 30 м, у межах яких
сконцентрована велика кількість вертикальних труб, складених карбонатною
піщаником. У довжину окремі тіла досягають 1.5-2.0 м, діаметр їх коливається
від 1.0 до 25-30 см; вони часто зливаються між собою, утворюючи споруда,
схоже на музичний орган, але нерідко відокремлені один від одного і тоді
стають подібні до останцями стовбурів дерев у вирубаній гаю. Висота всього
некка, що складається з численних труб, досягає 5-12 м (мал. 34,5).
По суті,
столбообразное тіло у жерлі грязьового вулкану являє собою піщану
кольматації *, закам'янілу і перетворену на піщаник внаслідок дегазації та
падіння тиску СО2. Формування подібних систем піщаних трубок
швидше за все слід пов'язувати з багаторазовим продавлювання рідкої піщаної
пульпи крізь проникною піщану або глинисту пробку у жерлі вулкана. Само
ж освіту труби безсумнівно є наслідком швидкого падіння тиску в
газоводном флюїди, що містить багато розчинених карбонатів. Про це
свідчить наявність тонких каналів, що фіксують рух газів у
центральних частинах трубок, і часті переходи труб в конкреційних, химерні
за формою, тіла.
По суті своїй
процес тотожний формування ін'єкційних пластичних піщаних ДАЕК, різні
різновиди яких були описані в роботах В. А. Горіна, З.А.Буніат-Заде в
Азербайджані, В.Н. Холодова в Східному Передкавказзя, П. І. Іванчуком,
В. Н. холодовим на Челекене і в Західній Туркменії.
рис. 3.6
Некк грязьового
вулкана Боя-Даг, відомий в літературі під назвою Кара-Бурун ( "чорний
ніс "), являє собою кам'янистий усічений конус з вертикальними
стінками, висота його досягає 30-40 м, а діаметр підстави 20-30 м. Це
столбообразное підняття складено брилами й уламками сірих і рудувато-сірих
пісковиків і включеннями фрагментів піщаних карбонатних труб. Їх розміри
коливаються від 0.5 до 3 м, у поперечнику. Вся маса уламків зцементувала
глинистої і алевритами-піщаної грязебрекчіей.
Некк Кара-Бурун
ускладнює прісводовую частина Боядагской антикліналі. Він хороший географічний
орієнтир в Західно-Туркменської западині (рис. 3.6).
рис. 4.1
До другого типу
грязьових вулканів (рис. 2, II) відносяться будівлі, що виникають за рахунок
періодичного надходження на поверхню напіврідких мас грязебрекчій; під
час чергового виверження вони розтікаються від кратера до периферії вулкана,
надстраівая вулканічне споруду і збільшуючи, таким чином, обсяг
концентрично побудованого конуса.
рис. 4.2
Розміри таких
грязьових вулканів коливаються від 30-40 м у висоту і до 0.5 км2 в
підставі, але в окремих випадках досягають 400-420 м у висоту та 20-25 км2
в площі підстави. Порівняно невеликі вулканічні споруди часто
зустрічаються в межах Керченської Таманської області, а також у деяких районах
Західної Туркменії і Азербай?? Жана. На рис. 4.1 показаний зовнішній вигляд
вулкана Аляти (Біхар), розташованого на березі Каспійського моря в районі
Гобустана; на рис. 4.2 - грязьовий вулкан Туорогай, що підноситься над
рівниною каспійського узбережжя.
кратерного
майданчика грязьових вулканів другого типу зазвичай ускладнені численними
сальзамі і грифонами - мініатюрними подібності материнської грязевулканіческой
споруди. Їх зовнішній вигляд і деталі будови показані на рис. 4.3, 4.4;
вони постійно виділяють воду, рідку грязь, газові бульбашки і плівки нафти. Загальний
вид цих утворень досить рідкісне, групуючись, вони нагадують місячний
ландшафт.
4.3
До третього типу
слід віднести грязьові вулкани, в яких замість гряеевулканіческіх
споруд утворюються солончаки, заболочені ділянки з калюжами рідкого бруду,
що займають великі площі і практично не піднімаються над навколишнім
рельєфом. Таке грязьове болото зазвичай буває ускладнений невеликими сальзамі або
грифонами, розміри яких не перевищують декількох метрів у висоту, з них
постійно виливається рідка бруд, вода, рідше нафту (рис. 2 - III).
рис. 4.5
Під час
вивержень вулканів цієї групи дуже часто утворюються потоки рідкого бруду,
нагадують сіли (сили). У вулканічну бруд зазвичай бувають включені уламки
твердих, переважно осадових порід.
Характерно
просідання окремих ділянок грязевулканіческого поля. Нерідко в межах
галузі розвитку грязьових брекчія утворюються неглибокі озера і калюжі,
концентрують у собі поверхневі води.
У Азербайджані
ця група грязьових вулканів представлена Астраханської, в Західній Туркменії --
Киплячим бугром, а в Керченській області - Булганакських і, можливо,
Солдатсько-Восходовскімі вулканічними вогнищами.
Булганакський
грязевулканіческій вогнище знаходиться в 8-10 км на північ від м. Керч, на схід від озера
Чокрак, на південному крилі Бондаренковской антикліналі, в безпосередній близькості
від берега Азовського моря. Він займає площу в 4км2, причому
в центральній його частині розташований величезний грязевулканіческій солончак (ріс.4.5).
Його глибина перевищує 25 - 30 м, центральна частина безперервно вирує і
поставляє на поверхню понад 100 м3/сут. вуглеводневих газів і
близько 5000 л рідкого бруду (Шнюков та ін, 1986). У північній частині вогнища
розташовуються сальзи або сопки Андрусова, Павлова, Тищенко, Абіха, Вернадського,
у південній частині - сопки Обручева, Булганак та Ольденбурзького, а на заході --
Трубецького і Шилова. Найбільша сопка Андрусова височить над місцевістю
на 5 - 7 м, має діаметр підстави в 300 м і кратерного майданчик у 50 м.
Геологічна будова району, прихованого Булганакських полем грязебрекчій, під
чому неясно. Е. Ф. Шнюков припускає тут существоваліе "втиснутий
сінкліналі ", яка прихована потужним чохлом сопкових брекчія.
рис. 4.6
Четвертий тип
грязьових вулканів представлений вдавленим синкліналь Керченського п-ова і
порсугелямі Челекена (рис. 2, IV. г, д).
вдавлені
сінкліналі представляють собою грязевулканіческую структуру другого порядку,
звичайно ускладнюють прісводовую частина антикліналі; тут по розломів,
обмежує жерло вулкана, здійснюється опускання частини грязевулканіческой
будівлі, в якій чергуються сопкові брекчії і нормальні осадові
відкладення. Такі провали особливо типові для грязьових вулканів і складок
Керченського півострова, хоча зустрічаються також у межах Західно-Кубанського
прогину і в ряді інших грязевулканіческіх провінцій Світу.
Ще в
позаминулому столітті Н. А. Головкинський припустив, що такі вторинні опускання
ділянок структури пов'язані з виверженням великої маси грязебрекчій і
відповідної зменшенням обсягів порід на глибині. В даний час після робіт
К. А. Прокопова, Г. А. Личагіна, а також Є. Ф. Шнюкова прийнято вважати, що грязьовий
вулканізм забезпечує надлишок маси грязебрекчій на поверхні і дефіцит її
на глибині; внаслідок ситуації, що починається формування кільцевих
розломів і грабенів, які залучають до процесу опускання фрагменти нормально
залягають осадових відкладень, грязебрекчій і зсуви.
Дуже близькі до
вдавленим синкліналь грязьові вулкани острова Челекен (Західний Порсугель,
Рожевий Порсугель), а також Куранською западини (озера на північ від вулкана Дуздаг) і
Керченського півострова (озеро Чокрак).
Зазвичай це
великі і округлі западини діаметром до 200-300 м і більше, розташовані на
щодо рівної поверхні і оточені кільцевими розломами. За розламах
окремі блоки порід опущені зверху вниз. Центральні частини западин зайняті
водою, яка місцями пузириться від вступників знизу газів (рис. 5.6).
Описані вище
типи грязьових вулканів одночасно можна розглядати як різні стадії
єдиного процесу, оскільки нерідко в. результаті чергового
грязевулканіческого виверження на місці великої грязевулканіческой споруди
може утворитися озеро, а замість великого озера - виникнути новий конус
грязевулканіческой споруди.
Не
зупиняючись на численних прикладах подібних метаморфоз, слід
підкреслити, що запропонована морфогенетичні типізація грязьових вулканів
дозволяє вважати, що в цілому грязевулканіческіе процеси реалізуються не
тільки при надлишку тисків у надрах, але і при їх дефіциті Цей висновок
істотно обмежує уявлення про механізм формування грязьових
вулканів і змушує серйозно задуматися про розташування, будову, стан і
перетвореннях грязевулканіческого вогнища, що живить вулкан.
* кольматації
прийнято називати пробку, що виникає в трубах в результаті випадання в осад
компонентів з циркулюють по трубах розчинів.
Про коріння
грязьових вулканів
Систему
вертикальних і похилих каналів, по яких на поверхню надходить маса
грязебрекчій різної консистенції, води, рідких і газоподібних вуглеводнів,
газів і ін компонентів в геологічній літературі прийнято називати корінням
грязьових вулканів. Глибини, на які проникають коріння, визначалися
декількома незалежними методами.
За допомогою
сейсмічного профілювання глибина проникнення коренів грязьових вулканів
була встановлена в західній Туркменії й у Південно-Каспійської западині. У першу
районі, за даними А. М. Сунгурова, вона виявилася рівною 5 - 7 км, у другому
Л. С. Кулакова і Л. М. Лебедєв виявили їх на глибині 9 км. Так як потужність осадового
чохла і в тому і в іншому випадку коливається від 14 до 20 км можна безперечно
стверджувати, що коренева система вулканів не виходить за межі стратісфери --
осадовою і вулканогенно-осадовою оболонки Землі.
Непрямі, але
дуже цікаві дані про генезис грязьових вулканів можна отримати шляхом
дослідження складу газів, що беруть участь у процесах вивержень або вступників
на поверхню в результаті сальзово-грифонів діяльності. Результати
численних аналізів газів вулканів Кавказу, Туркменії та острова Сахалін
дозволяють зробити висновок, що як правило в них переважає метан; кількість азоту
і важких вуглеводневих газів дуже невелика, а інертні аргон, ксенон і
криптон присутні лише в частках відсотка.
Тільки в
деяких вулканах Керченського регіону і о-ва Сахалін, поряд з
метаном, отримує поширення вуглекислота.
На відміну від
грязьових вулканів істинні або магматогенние вулкани практично не виділяють
метан. У їх газовій фазі зазвичай накопичуються хлориди, вуглекислота, азот,
сірководень, сірчистий газ і навіть фториди, однак метан, як правило,
відсутня.
Останнім
час геохімічні дослідження газової фази грязьових вулканів були посилені
Ізотопічний дослідженнями гелію. У роботах А. А. Якубова та ін, а також
В. Ю. Лаврушина та ін було встановлено відсутність в природних газах мантійних
гелію, що на думку авторів однозначно вказує на корови джерело всіх
газових складових, включаючи вуглеводні.
В цілому,
очевидно, що склад газів в достатку поставляються грязьовими вулканами як під
час вивержень, так і в сальзово-гріфоновую стадію дозволяє вважати їх
генетично пов'язаними з осадовими товщами грязевулканіческіх провінцій.
Оцінку
розташування коренів грязьових вулканів багато дослідників пробували встановити
по стратиграфічної прив'язці твердих викидів, в тому чи іншому кількості,
завжди присутніх серед грязебрекчій. У цьому випадку передбачалося, що
вік найдавніших включений повинен відповідати максимальній глибині
проникнення коренів вулканів в осадовий чохол.
Якщо слідувати
чисто формальним побудов, то за матеріалами А. Н. Шарданова, В. Т. малят,
В. П. Пекло, Е. Ф. Шнюкова, П. І. Науменко, Ю. С. Лебедєва, А, А. Якубова, А. А. Алізаде,
М. М. Зейналова, Б. В. Григор, А. А. Алієва та ін геологів можна думати, що
коріння грязьових вулканів Керченського півострова не опускаються глибше міоценових
відкладень, а корені вулканів Тамані і Західно-Кубанської западини, за - мабуть,
простежуються в еоцен-палеоценового товщах і навіть у крейди.
Зворотній
картина спостерігається в положенні вогнищ грязьових вулканів Апшерона, Кобистана і
Южно-каспійської западини. Корені більшості грязьових вулканів Азербайджану
пов'язані з крейдяними і палеоген-міоценовими відкладеннями. Однак у напрямку до
центру Южно-каспійської западини вони переходять в більш молоді пліоцен-четвертинні
відкладення.
У цієї умовної
схемою великі сумніви викликає крейдяний вік найбільш глибоко проникають
коренів вулканів. Справа полягає в тому, що в багатьох районах південно-східного і
північно-західного Передкавказзя в палеогенових відкладеннях широко розвинені
олістостромовие горизонти, в яких глини містять брили і уламки крейдяних
порід; одні дослідники розглядають їх як палеогенові фації берегових
обвалів і зсувів, інші - як тектонічні брекчії або "горизонти з
включеннями ".
Який би не був
механізм утворення олістостромових горизонтів, ясно одне: в них широко
поширені уламки крейдяних вапняків, що надійшли сюди в пізніший
час, коли крейдяні карбонатні формації вже сформувалися. Захоплені в
момент виверження вулкану грязьового і винесені на поверхню вони примушують
сильно "удревнять" прив'язку коренів вулканів.
Все сказане
дозволяє припускати, що коріння грязьових вулканів Азербайджану, а також
Тамані і Західно-Кубанської западини не опускаються нижче глинистих відкладень
Майкопа. Що ж стосується Южно-каспійської западини, то тут вони, мабуть,
виявляються пов'язаними з глинистими пліоцен-четвертинними товщами.
У цілому, дані
по прив'язці твердих включень грязебрекчій до стратиграфічної шкалою регіону
добре узгоджуються з матеріалами геофізики та геохімії, розглянутими на початку
цього розділу.
Будова та
механізм утворення грязевулканіческіх вогнищ
Як це було
показано вище, скупчення грязьових вулканів тяжіють до нафтогазоносних западин
альпійської зони складчастості, у яких накопичуються теригенно-глинисті
осадові відкладення і формуються потужні товщі глин з надвисокими пластовими
тисками флюїдів (СВПД). Грязевулканйческіе провінції Крим-Кавказького та
Кавказько-Каспійського регіонів не є в цьому відношенні винятком.
Дійсно,
в районі Керченського півострова потужність Майкопський глин досягає 1500 м, у
Прикаспійському-Кубанської області Майкопський і підстилають їх коунскіе глини
мають потужність до 2000 м, на Апшероне - 1600 м, а в Шемахіно-Кобистанском районі
- Понад 2000 м. Для всіх цих районів особливо типові величезні СВПД.
Нам
видається, що надлишкові тиску флюїдів у потужних товщах глин
формуються головним чином за рахунок фазового перетворення глинистих мінералів
в області високих температур (і тисків) і, в першу чергу, за рахунок
іллітізаціі смоктати.
рис. 5
У схемі цей
процес можна уявити собі так, як він зображений на рис. 5. У верхній частині
малюнка наведено макет утворення зони розущільнення і надвисоких порові
тисків (СВПД) в глинах. Тут потужний пласт переважно смектітовой глини
опускається в глиб осадочно-породного елізіонного басейну, послідовно
займаючи положення А, Б, В і Г по відношенню до тієї зоні критичних температур і
тисків, нижче за яку смектітовая фаза існувати не може.
У мікромасштабах
процес, що реалізується в глинах при фазових перетвореннях глинистих мінералів,
зображений у лівій частині графіка. Тут показано, як блоки смектітовой глини
(1,2,3,4) при зануренні перетворюються на іллітовие (1,2,3,4), зменшуючись в
обсязі і виділяючи кристалізаційну воду в зоні критичних температур і
тисків. В результаті цього процесу, поблизу від кордону іллітізаціі
закладається зона розущільнення глин - шар, в якому іллітовие блоки
зважені в виділилася, кристалізаційної воді.
Глибше
новостворені блоки Ілліт зближуються між собою під дією збільшеного
геостатичної тиску і вся порові вода віджимається вгору, в зону
розущільнення. У результаті іллітовая глина ущільнюється, а над нею зростає
поровое тиск рідини - у зоні розущільнення глин утворюється область СВПД.
Потужність зони
розущільнення глин і величина пластових тисків в ній у значній мірі
залежать від потужності перетворюється глинистої товщі і від її положення по
відношенню до кордону критичних температур і тисків. Спочатку зона
розущільнення і СВПД порівняно невелика. Але в міру того, як опускається в
глиб стратісфери глиниста товща все більше охоплюється іллітізаціей, область
розущільнення стає все потужнішим, а СВПД - зростають.
Процес по суті
своєю певною мірою нагадує "зонну плавку", запропоновану
А. П. Виноградовим і А. А. Ярошевський для пояснення. походження значних
мас гранітної магми, виплавляється з мантії.
Вивчення
структурно-геохімічних глин дозволяє припустити, що потужність зони
розущільнення може досягати 400-500 м і більше [7].
У реальних
умовах елізіонних систем запропонована нами ідеалізована схема фазових
перетворень глинистих мінералів істотно ускладнюється [8]:
I. Кількість
смоктати в трансформуються глинах не обов'язково має різко переважати
над всіма іншими глинистими мінералами; розрахунки показують, що при
вихідному вмісті 25-30% смоктати іллітізація 1 м3 глини
супроводжується виділенням 17-20 кг Н20 +. Неважко зрозуміти, що
глинисті товщі потужністю в 1.5-2.0 км можуть створити дуже значну зону
обводнення в осадовому чохлі.
3. Формування
підземних глинистих пливунів різко збільшує проникність окремих ділянок
глинистої товщі і стимулює посилення реакцій термоліз і термокаталіза
розсіяного органічної речовини, гідролізу карбонатів і розчинення
силікатної - всіх тих процесів, що відбуваються в головну фазу нафто-і
газоутворення.
4. Пластові
тиск у грязевулканіческом осередку зростає за рахунок поступає в нього газу і
нафтових вуглеводнів; здійснюється інтенсивна інтеграція парціальних
тисків і відносна гомогенізація всіх складових, включених у систему.
У зонах розущільнення утворюються не води, а складні за складом газоводние
флюїди.
5. У зоні
розущільнення глин протікає інтенсивне упорядкування орієнтування частинок
глинистих (і теригенних) мінералів і перерозподіл хімічних елементів,
змінюють свої форми знаходження.
Тут народжуються
нові асоціації аутігенних мінералів, що відображають особливості нової
фізико-хімічної середовища.
У ході
занурення глинистих товщ в глиб осадового басейну і іллітізаціі смоктати
зростання порові тисків припиняється тоді, коли в область СВПД потрапляє розлом,
вертикальна зона тріщинуватості або піщаний пласт-колектор. Тоді порові
флюїди, накопичені в зоні розущільнення, спрямовуються в порові простору
пісків або йдуть по площині розломів, а порові тиску в глинах падають до
звичайних для цих глибин.
При
істотної різниці порові тиску в глинах і колекторах можуть,
мабуть, виникати колізії, суттєво змінюють текстуру і характер
залягання не тільки глин, але й інших осадових порідв розрізі. У нижній частині
рис. 5 наведена схема, що характеризує Можливий механізм формування
кластіческіх ДАЕК і горизонтів з включеннями; на ній чергування пісків і
смектітових глин опускається в зону іллітізаціі, послідовно займаючи
положення А, Б, В і Г.
Очевидно, що
коли пласт піску I входить в область розущільнення і СВПД, він перетворюється на
пливуни, пластичність пісковика і глини вирівнюється, і вони обидва деформуються
як досить пластичні і подібні освіти.
Іноді перепад
порові тисків у глинах і пісковиках настільки великий, що їх зіткнення
призводить до більш яскравим гідроразривам; під величезним тиском розріджений пісок
ін'еціруется в тріщини, заповнює їх і після декомпресії цементується
компонентами, розчиненими в пульпі.
Саме так
формуються піщані дайки, горизонти з включеннями, діапіровие Апофіз та ін
консеквентно тіла, описані нами в ряді попередніх робіт. Вони нерідко
асоціюються саме з грязьовими вулканами і це наводить на думку, що у вогнище
подібних утворень крім розріджений флюїдами глин можуть входити також
розріджений піски-пливуни. Їх прояви особливо типові для грязьових вулканів
Туркменії, де грязебрекчіі часто містять тіла пісковиків найхимернішої
форми.
Такям чином,
вогнище грязьового вулкану являє собою тіло, складене глинами, рідше --
пісками, часто містять велику кількість твердих уламків вміщуючих порід
і розрідження гомогенізований газоводнимі флюїдами (вода, нафта, гази
різного складу); воно формується на великих глибинах за рахунок саморозвитку
елізіонних систем і може за сприятливих обставин "живити"
коріння грязевулканіческіх будівель.
Потенційні
можливість таких грязевулканіческіх вогнищ добре розкриваються при
дослідженні аварій нафтових свердловин.
Перший дуже
поширений випадок описаний А. Г. Дурмішьяном і Н.Ю. Халілова у зв'язку з
надвисокими пластовими давленіямн в структурах Бакинського архіпелагу. Тут
при бурінні свердловин ряду спостерігався прихопи інструменту, звуження стовбура
свердловини, викиди труб і випирання глинистої маси на поверхню. Так,
наприклад, буріння вкв. 42 на грязьовому вулкані Дашгіль завершилося тим. що з
забою була викинута вся колона бурильних труб довжиною в 2500 м, яка силою
викиду виявилася кольцеообразно укладеної навколо бурової вежі. Значно
частіше з вибою свердловини Бурильний інструмент витіснявся пластичної глинистої
масою, яка нагадувала грязебрекчіі, а потім ці скупчення бруду видавлювалися з
стовбура зразок діапіра.
Інший випадок
асоціюється з появою так званих "буйних свердловин", широко
поширених у США (штати Техас і Луїзіана), а також в Бакинському районі.
Аварії в цьому випадку супроводжуються раптовим виділенням великої кількості
води та газу, провалом буровій і освітою округлих воронок діаметром 200-250
м. Протягом тривалого часу після аварії (8-10 років) вода ви-носить на.
поверхню величезну кількість глинистого матеріалу.
Відмінності між
цими двома крайніми випадками полягають в складі і будові самого
грязевулканіческого вогнища, а також в умовах його розтину свердловинами. У першу
випадку грязевулканіческій вогнище реагує на ст
