Статья посвящена интерпретации опубликованных материалов по геохимической аномалии, обнаруженной в поровых водах мощной (около 1 км) толщи морских плиоцен-четвертичных отложений, вскрытых скважиной 986 рейса 162 Программы океанического бурения. Соленость поровых вод в керне этой скважины уменьшается вниз по разрезу и в его основании в 1.5 раза ниже, чем в кровле, где она близка к нормальной морской. Природа этой геохимической аномалии до сих пор остается невыясненной. Авторы рассматривают ее в рамках более общей проблемы происхождения инверсионных поровых и трещинных вод в осадочных образованиях. Обосновывается справедливость мнения гидрогеологов, связывающих аномально низкую минерализацию этих вод с поступлением в осадочный чехол высокотемпературных флюидов, насыщенных СО₂, из магматических очагов в фундаменте. Этот вывод подтверждается распределением в керне скважины не только солености поровых вод, но также их щелочности, содержаний лития и отношения Na/Cl. Полученные результаты следует учитывать при определении природы хребта Книповича, а также типа и возраста земной коры в его окрестностях.

Геохимическая аномалия обнаружена в керне скважины 986 рейса 162 Программы океанического бурения (ODP). Скважина глубиной 964.6 м была пробурена на подножье континентального склона Шпицбергена (77°20.408′ с.ш., 9°04.654′ в.д., глубина моря 2051.5 м) примерно посередине расстояния между бровкой Баренцевоморского шельфа и осью хребта Книповича (рис. 1). Район расположен в зоне перехода узкого северного «залива» океанической Лофотенской котловины к западному флангу Поморского прогиба, который заполнен палеоцен-миоценовыми отложениями, погребенными под комплексом проградационных плиоцен-четвертичных осадков континентального склона [Шипилов, 2005] - продуктами разрушения области нынешнего Баренцевоморского шельфа и Шпицбергена. На континентальном склоне и его подножье они образуют мощные (до 3-3.5 км) осадочные призмы, в плане объединяемые в систему слившихся конусов выноса, вершины которых приурочены к устьям поперечных по отношению к бровке шельфа желобов. Вскрытый на глубину 964.6 м осадочный чехол в верхней части представлен глинистыми, алеврито-глинистыми и песчано-алеврито-глинистыми осадками этого проградационного комплекса [Jansen et al., 1996; Forsberg et al., 1999]. Его подошва, фиксированная опорным для западной континентальной окраины Баренцева моря отражающим горизонтом R7 [Faleide et al., 1996], пересечена скважиной на глубине 897.3 м (рис. 2, 3). Возраст отложений непосредственно над этой границей оценивается в 2.3-2.4 млн лет, а залегающих ниже хорошо сортированных алевритовых глин - более чем 2.58 млн лет, но в пределах палеомагнитного хрона Матуяма.

Поверхность акустического фундамента в районе обнаруженной аномалии представляет собой погребенный восточный склон его крупного выступа шириной ~20 км [Forsberg et al., 1999], амплитудой ~2.5 c (время двойного пробега сейсмической волны) и высотой над дном котловины ~750 м. В точке бурения она расположена на глубине 1170 м, то есть на 206 м ниже забоя скважины (см. рис. 3) и считается продолжением поверхности океанического фундамента восточного склона срединно-океанического хребта Книповича [Myhre, Eldholm, 1988]. По существующим представлениям приуроченная к нему ось спрединга проградировала с юга на север и лишь около 5 млн лет назад достигла положения, занимаемого северной оконечностью этого хребта [Шкарубо, 1996]. Вместе с тем, механизм формирования хребта Книповича не вполне ясен. Обладая многими характерными чертами срединно-океанических хребтов, он отличается от них некоторыми особенностями, к числу которых относятся неопределенность типа земной коры, отсутствие четких линейных магнитных аномалий на его флангах, а также тектоническая сегментация, сходная с континентальной рифтовой, которые не укладываются в рамки представлений о типичных срединно-океанических хребтах [Гусев, Шкарубо, 2001; Пейве, Чамов, 2008; Пейве, 2009].

Вся вскрытая скважиной плиоцен-четвертичная толща формировалась в условиях нормальной морской солености [Jansen et al., 1996; Forsberg et al,, 1999]. Вместе с тем, соленость и состав поровых растворов плиоцен-четвертичных отложений, полученных путем отжима поровых вод привысоких давлениях, являются резко аномальными. В разрезах многочисленных скважин, пробуренных в Северной Атлантике (рейсы 38, 104, 105, 151, 152, 162) и в других регионах Мирового океана аномалии подобного типа не обнаружены. Природа этого экзотического феномена в скважине ODP162-986 осталась невыясненной и потому не учитывается при расшифровке сложной тектоники региона, что определяет актуальность данной статьи.

ФАКТИЧЕСКИЙ МАТЕРИАЛ

Методика опробования и изучения химического состава поровых вод изложена в [Shipboard ..,1996]. Их соленость и состав приведены в таблице. Прежде всего отметим закономерное понижение солености поровых вод от 34,0 г/дм³ в кровле плиоцен-четвертичной толщи (0-13.5 м) до 23-25 г/дм³ в основании опробованного разреза (768-927 м). Если этот тренд продолжить до подошвы осадочного чехла (1170 м), то соленость поровых вод на ее уровне составит ~21.5 г/дм³. В интервале измерений в скважине она снизилась в полтора раза, что соответствует разбавлению пресной водой на 33%. Примерно в такой же пропорции уменьшилось содержание хлора. Значения Na/Cl до глубины ~600 м близки к нормальным для морской воды (0.8-0.85), но ниже по разрезу возрастает до 0.88-0.93, достигая 1.03 на глубинах 847 и 927 м (рис. 4а). Это свидетельствует о дополнительном поступлении натрия в поровый раствор, поскольку при его разбавлении пресной водой содержания натрия и хлора должны уменьшаться в равной степени.

Примечательно распределение щелочности поровых растворов. Она отражает содержание анионов слабых кислот, главную роль в составе которых в геологических разрезах играет НСО₃. В пересчете на этот анион щелочность поровых вод в керне повсеместно превышает (обычно в 2 раза и более) нормативное значение для морской воды (0.142 г/кг [Хорн, 1972]). В вертикальном разрезе фиксируются два максимума этого показателя. Верхний (в интервале 10-52 м) связан с продуцированием угольной кислоты вследствие сульфатредукции [Jansen et al., 1996]. Нижний приурочен к нижней части разреза - в поровых водах двух образцов щелочность превышает нормативные для морской воды содержания содержание НСО₃ в 10-14 раз (см. таблицу). В данном случае резкий рост щелочности, указывающий на поступление в систему кислых газов (прежде всего CО₂), не связан с процессом сульфатредукции, и выяснение природы этого феномена является одной из проблем, обсуждаемых в данной статье.

Содержания калия и магния плавно уменьшается вниз по разрезу, а затем с глубины порядка 440 м для калия и 750 м для магния стабилизируются (см. рис. 4б) на содержаниях в 6-8 раз более низких, чем нормативные для морской воды по [Хорн, 1972]. Из этого следует, что калий и магний расходуются в процессах диагенеза и катагенеза глинистых осадков (сорбция катионов поровой воды глинистыми минералами и пр.). Концентрации кальция и стронция в поровых растворах не зависят от их общей минерализации. В верхних 15-20 м они быстро снижаются в связи с осаждением бикарбоната кальция в зоне редукции сульфатов. Затем до глубины ~440 м концентрации кальция и стронция последовательно возрастают, а далее вниз по разрезу испытывая некоторые флуктуации, снова незначительно уменьшаются (см. рис. 4в). Подобное поведение этих металлов связано с неравномерным распределением в разрезе известковых микрофоссилий, а также с процессами диагенеза и катагенеза в осадочном чехле.

От упомянутых компонентов существенно отличается литий, являющийся, как и все редкие щелочные металлы, типоморфным элементом углекислых вод [Крайнов, 1973]. На глубине ~3 м от уровня морского дна его содержание превышает нормальное (0.17 мг/л) для морской воды [Хорн, 1972] в 2.7 раза. Вниз по разрезу оно быстро уменьшается и на глубине ~23 м становится незначительно (в 1.3 раза) меньше нормального. Начиная с этого уровня, концентрация лития в поровых водах плавно возрастает вниз по разрезу и в основании его опробованной части превышает исходное в 27 раз, лишь в интервале 480-670 м оно в целом стабилизируется. Далее, до глубины 846.7 м его содержание быстро увеличивается (см. рис. 4г) и при экстраполяции на глубину 1000 м достигает 600 мкМ (4.2 мг/л) - обычной концентрации для углекислых и термальных вод (>4 мг/л [Крайнов, 1973]). Содержание лития в подземных водах растет с увеличением их общей минерализации, его максимальные концентрации обнаружены в рассолах [Крайнов, 1973]. В рассматриваемом случае наблюдается обратная картина (см. таблицу, рис. 4а, г), что свидетельствует о поступлении этого элемента в осадочный чехол из фундамента.

ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ

Исследователи, изучавшие проходку скважины 986 [Jansen et al., 1996], полагали, что общее опреснение поровых вод, а также поведение хлора и натрия в вертикальном разрезе контролировалось двумя процессами: разложением метановых гидратов (до глубины 150 м) и переходом смектита в иллит (глубже 400 м) под влиянием высокого теплового потока (175.6 мВ/м²). Первый был предложен на основании высоких концентраций метана в скважине (начиная с глубины 20 м) и существования до глубины 150 м условий, благоприятных для стабилизации газогидратов. Однако в кернах газогидраты обнаружены не были. Переход смектита в иллит в разрезе скважины ODP162-986, по мнению упомянутых авторов, должен был происходить в интервале температур 60-135°С. Экстраполируя вниз по разрезу измеренный в его верхней части (26.5-62.3 м) геотермальный градиент (151.9°С/км), они пришли к выводу, что эти изотермы располагаются на глубинах, соответственно, 400 и 900 м ниже уровня морского дна. Следует отметить, что такая экстраполяция некорректна, поскольку вниз по разрезу теплопроводность осадков из-за уменьшения пористости и содержания воды возрастает и, следовательно, температурный градиент уменьшается.

Реальность процесса трансформации глинистых минералов не подтвердилась при более детальном изучении керна после завершения рейса 162 [Forsberg et al., 1999]. Оказалось, что в составе глинистой фракции преобладают смектит и хлорит с каолинитом (суммарно), а содержание иллита лишь изредка достигает в верхней части разреза 30-35%. С глубины 520 м и до забоя скважины господствующим глинистым минералом становится смектит, тогда как иллит присутствует в количествах, не превышающих 15–20% общего состава глин, уступая второе место каолиниту (рис. 5). Выяснилось также, что экстраполяция геотермического градиента за пределы интервала измерений температуры противоречит присутствию на глубине 955.7 м незрелого керогена, указывающего на интервал температур ниже 60-100°С.

«Газогидратная» гипотеза искусственно обособляет верхнюю часть (20-150 м) единой геохимической аномалии, выраженной по всему разрезу отчетливыми трендами общей минерализации поровых вод и отдельных содержащихся в них компонентов (см. рис. 4). В этой связи некорректность «смектит-иллитовой» гипотезы влечет за собой и отказ от предположения о деградации гидрата метана в верхней части осадочной толщи, тем более что в кернах газогидраты не наблюдались. Показав несостоятельность обеих этих гипотез, С. Форсберг с соавторами [Forsberg et al., 1999] вкратце изложили суть одного из возможных, по их мнению, механизмов происхождения обсуждаемой геохимической аномалии. За источник солоноватой воды на гипабиссальных глубинах они предлагают принять переходные от континентальных к морским солоноватоводные фации (неудачно названные аллювиальными) на бровке шельфа. Эти осадки в виде гравитационных обломочных потоков достигали подножья континентального склона, сохраняя первичную поровую воду. Хотя отложения обломочных потоков в разрезе скважины 986 и выделяются [Jansen et al., 1996; Forsberg et al., 1999], предложенная гипотеза несостоятельна, поскольку она противоречит закономерному изменению по вертикали общей солености поровых вод, концентраций в них хлора и натрия, что невозможно при чередовании в геологическом разрезе отложений с разным содержанием солей. Кроме того, остается непонятной причина аномально высоких содержаний лития, снижающихся вверх по разрезу, и наличия нижнего максимума щелочности. Понимая слабость высказанных аргументов, упомянутые авторы считают, что для выяснения природы уникальной геохимической аномалии необходимы более детальные исследования.

МЕХАНИЗМ ФОРМИРОВАНИЯ АНОМАЛИИ

Вопрос о происхождении обсуждаемой аномалии следует рассматривать в рамках более общей проблемы происхождения инверсионных (то есть обладающих меньшей минерализацией и плотностью, чем выше по разрезу) поровых и трещинно-жильных вод в осадочных чехлах. Так, инверсионными, связанными с молодым магматизмом, являются Кавказские минеральные воды [Абрамов и др., 2012]. Инверсионные гидрокарбонатно-натриевые поровые растворы относятся к одному из двух главных типов пластовых вод нефтегазоносных областей [Всеволжский, Киреева, 2010]. Ярким примером является Тюменская сверхглубокая скважина ТСГ-6. В ее стволе инверсионные гидрокарбонатно-натриевые поровые воды с минерализацией 7.3 г/л были получены из триасовых отложений на глубине около 4 км, а в интервале 6174-6300 м их минерализация составляет около 1 г/л [Матусевич и др., 2010].

Большинство гидрогеологов связывает формирование инверсионных поровых растворов c их разбавлением катагенной элизионной водой, образующейся при уплотнении, перекристаллизации и дегидратации глинистых минералов. Такая интерпретация, как было показано, неприменима для геохимической аномалии, зафиксированной в скважине ODP162-986. Между тем, существует и другое объяснение, в соответствии с которым формирование инверсионных вод связывается с поступлением в осадочный чехол высокотемпературных паро-газовых флюидов, насыщенных СО₂, непосредственно из фундамента [Всеволжский, Киреева, 2010; Матусевич и др., 2010; Киреева, Буданова, 2011]. Такая точка зрения соответствует все более популярным представлениям о существенной роли магматической воды в гидротермальных системах [Muffler et al., 1992]. Вопрос о ювенильном или метеорном происхождении такой воды в данном случае не является принципиальным, поскольку по современным представлениям атмосферная вода проникает глубоко в литосферу. По мнению В.П. Зверева, существование глубинных зон разломов и трещиноватости «приводит к формированию гидротермальных конвективных ячеек, нисходящим звеном которых являются холодные океанические или атмосферные инфильтрационные воды, а восходящими - высокотемпературные гидротермы» [Зверев, 2011, с. 55]. В рассматриваемом случае нисходящим звеном такой конвективной ячейки, по аналогии с другими океаническими гидротермальными системами, могла служить морская вода, просачивавшаяся во второй слой океанической коры по многочисленным разрывным нарушениям восточного фланга хребта Книповича [Пейве, Чамов, 2008]. Источником воды при формировании обсуждаемой геохимической аномалии могли быть и атмосферные осадки, проникающие в породы океанической коры по неотектонически активным разломам архипелага Шпицберген. В обоих вариантах предполагается, что восходящая ветвь гидротермальной ячейки была приурочена к разломам акустического фундамента в районе расположения скважины ODP162-986.

В последние годы проявляется все больший интерес к поведению жидкостей и газов в условиях, когда давление и температура находятся выше критической точки, при переходе через которую различие между ними исчезает. Это помогает понять, почему поступившая в осадочный чехол из зоны высоких давлений и температур в фундаменте вода океанического или метеорного происхождения является пресной. Флюид в сверхкритическом (СК) состоянии обладает как диффузностью газа, так и многими сольватационными свойствами жидкости. Обычно используемый для такой системы термин «флюид» отражает недостаточное понимание ее молекулярной структуры [Горбатый, Бондаренко, 2007] и в дальнейшем этот условный термин используется лишь для краткости изложения. Не вдаваясь в сложные и часто дискуссионные аспекты теории строения сверхкритических флюидов, роль которых чаще всего играют Н₂О, СО₂, СН₄ и Н₂, отметим лишь некоторые важные для решения практических задач их свойства. Эти флюиды характеризуются очень низкой вязкостью и повышенной диффузионной способностью, что существенно облегчает их проникновение даже в породы с низкими коллекторскими свойствами [Лифшиц, 2009].

Для воды критическим давлением (Р_к) является 220.64 бар и температура (Т_к) 373.946°С. [Handbook …, 1959]. При переходе через нее вода становится неполярным растворителем, «сбрасывая» все находившиеся в ней ранее в ионной форме минеральные компоненты (поэтому СК-флюид Н₂О гораздо более опреснен, чем жидкая вода) и приобретая способность к растворению жидкого и твердого органического вещества. Гипсометрически выше критической точки, в интервале температур 374-100°С, вода находится в субкритическом состоянии и при определенном соотношении температуры и давления становится жидкой со свойствами полярного растворителя. При этом, образуются ионные растворы, а органические вещества из нее экстрагируются в самостоятельную фазу.

Важным компонентом магматических флюидов является СО₂, большая часть которого, по современным оценкам, продуцируется из магматических очагов путем эмиссии по зонам повышенной проницаемости и диффузионного просачивания [Allard, 1992]. Критическими для СО₂ являются Т_к = 30.9782°С и Р_к = 73.773 бар [Handbook …, 1959]. СК-флюид CО₂ - неполярный растворитель. Он переводит в раствор неполярные органические вещества нефтяного ряда и при переходе в газ выделяет их.

Прямым примером существования поднимающегося из магматического очага к поверхности Земли потока сверхкритических флюидов Н₂О и СО₂ могут служить результаты бурения скважины по Исландскому проекту глубокого бурения (IDDP). Скважина IDDP-1 на глубине 2.1 км достигла расплавленных пород. Быстро остывающая магма риолитового состава проникла в ствол скважины и закупорила ее нижнюю часть 20-метровой пробкой обсидианового стекла. Температура субкритических флюидов Н₂О, СО₂, Н₂S и HCl в устье скважины достигла 410°С при давлении 40 бар, что превышает критические точки для перечисленных веществ, за исключением воды. Конденсат последней в устье скважины, являющийся продуктом адиабатического охлаждения СК-флюида H₂O при уменьшении давления ниже критической точки, был пресным [Armannsson, 2010].

Структурное положение скважины ODP162-986 (см. рис. 1) в сочетании с высоким тепловым потоком подтверждают предположение о существовании в недрах района ее заложения магматического очага. В пользу этого свидетельствует и геодинамическое единство субмеридиональных структур раскрытия северо-восточного сектора Атлантики, примыкающего к проливу Фрама. По мнению Ю.Г. Леонова [Хуторской и др., 2009] упомянутое единство распространяется на площади с корой как континентального (Шпицберген), так и океанического (хребет Книповича) типа. В области с континентальной корой к таким структурам, в частности, относятся субмеридиональные фиорды и проливы архипелага Шпицберген, а также окаймляющий Шпицбергенскую банку с востока желоб Орла (Квитойя). Он характеризуется субмеридиональной линейной аномалией теплового потока (до 519 мВт/м²), многократно превышающей фоновые значения. Экстраполяция результатов измерений вниз по разрезу предсказывает, что уже на глубинах 6.5-7 км под дном желоба можно ожидать солидусных температур [Хуторской и др., 2013]. Вблизи некоторых субмеридиональных фиордов в северо-западной части архипелага расположены вулканы, приуроченные к разломам такого же направления. Период их активности примерно соответствует времени формирования осадочного чехла, вскрытого скважиной ODP162-986: возраст наиболее древних извержений от 2.7±1 до 2.0±1 млн лет, тогда как самые молодые происходили в среднем голоцене. В этих же районах известна гидротермальная активность в виде ныне действующих термальных источников [Хуторской и др., 2009].

Полоса термальной активности, приуроченная к северному продолжению зоны разлома Медвежинский желоб - мыс Серкапп, зафиксирована и вдоль западной окраины Шпицбергена (см. рис. 1). В окрестностях южной оконечности этой разломной зоны непосредственно под осадками тыловой части проградационного осадочного клина, расположенного в устье Медвежинского желоба, бурением вскрыты отложения сейсмогенных детритовых потоков мощностью около 150 м, состоящие преимущественно из песчаников с обильным вулкано-кластическим материалом (см. рис. 1). Он представлен стекловатым пеплом, лапиллями и крупными кусками быстро остывшей лавы континентальных оливиновых и гиперстеновых базальтов переходных от субщелочных к щелочным, сходных с плиоцен-четвертичными базальтами Шпицбергена. Времени начала позднеплиоцен-четвертичной вулканической активности последнего соответствует и изотопный возраст вулканокластики, датированной по К-Аr и ⁴⁰Ar-³⁹Ar (2.3 млн лет). Вулканический аппарат располагался восточнее скважины, вскрывшей молодую вулканокластику, возможно, в зоне разлома Медвежинскй желоб - мыс Серкапп (см. рис. 1), а магматический очаг имел глубину ~30 км [Mørk, Duncan, 1993].

Если предположить существование подобного магматического очага и в районе обсуждаемой геохимической аномалии, то все ее особенности можно связать не с процессами диагенеза и катагенеза в осадках, а с влиянием восходящего из этого очага потока сверхкритических флюидов, в которых главная роль принадлежала воде. Этот поток вносит конвективную составляющую в тепловой поток, что является одной из причин аномально высокого значения последнего по измерениям в скважине. При уменьшении температуры и давления СК-флюид Н₂О первый переходит в субкритическое состояние и на некоторой глубине в породах фундамента становится гидротермальной водой со свойствами полярного растворителя. Унаследовав от сверхкритического флюида практически полное отсутствие какой-либо минерализации, эта вода, проникая в осадочный чехол, разбавляла седиментационные поровые растворы. По всей вероятности, процесс происходил конседиментационно, вследствие чего степень разбавления является функцией времени, уменьшаясь вверх по разрезу плиоцен-четвертичных отложений. В результате в этом направлении происходит закономерное увеличение общей минерализации поровых вод и концентрации в ней хлора и натрия с постепенным приближением к нормативным для морской воды значениям. Небольшие флуктуации трендов солености поровых вод и содержаний в них отдельных компонентов, вероятно, объясняются различиями в фильтрационной проводимости разных горизонтов осадочного чехла, а также изменением соотношений между поступлением катионов в восходящем потоке пресной воды и их сорбцией глинистыми минералами.

Содержание лития, поступающего из фундамента вместе с пресной водой вверх по разрезу, наоборот, постепенно снижается до нормативных значений. Небольшой верхний максимум концентраций этого элемента (см. рис. 4г), как и предполагалось в работе [Jansen et al., 1996], связан с процессом сульфат-редукции. В результате этого процесса поровый раствор обогащался СО₂, что приводило к частичному растворению присутствовавших в твердой фазе карбонатов и катионному обмену кальция поровых вод с литием поглощенного комплекса глинистых минералов. Содержание натрия, поступающего из фундамента вместе с пресной водой, также снижается вверх по разрезу, что фиксируется изменением соотношения Na/Cl (см. рис. 4а).

Наличие нижнего максимума щелочности, верхняя граница которого располагается на глубине ~600 м (см. рис. 4г), указывает на присутствие в составе глубинных сверхкритических флюидов СО₂. Возможно, с его «разгрузкой» после перехода в субкритическое состояние обусловлено наличие в нижней части ствола скважины (с глубины ~540 м) заметных количеств углеводородов нефтяного ряда (С₅–С₆) [Jansen et al., 1996]. Резкий излом графика изменения щелочности в вертикальном разрезе на глубине около 600 м, выше которой этот показатель стабилизируется, по-видимому, объясняется постепенным падением гидростатического давления. В связи с этим концентрация поступающего из фундамента углекислого газа, растворенного в воде и находящегося под большим давлением, вверх по разрезу последовательно снижается из-за его удаления из раствора. Процесс завершается на глубине ~600 м, начиная с которой количество углекислого газа в поровых водах соответствует его растворимости при существующих температуре и гидростатическом давлении (уменьшение растворимости СО₂ из-за падения давления вверх по разрезу компенсируется ее увеличением из-за падения температуры).

Весьма важным представляется присутствие в поровых водах осадочного чехла лития в концентрациях, многократно превышающих обычные для морской воды (см. таблицу, рис. 4г). Как правило его наиболее высокие содержания приурочены к углекислым термам хлоридного, хлоридно-гидрокарбонатного и гидрокарбонатного состава, контактирующих с кислыми кристаллическими породами [Крайнов, 1973; Басков, Суриков, 1989; Назаренко, 2003], хотя они известны также в термальных водах, выщелачивающих базальты, риолиты, грауваккии, сланцы и эвапориты [Крайнов, 1973]. Гидротермы приурочены к неотектонически активным площадям с позднечетвертичным и современным вулканизмом. Для лития обычно характерна высокая положительная корреляционная связь с другими щелочными металлами, особенно с рубидием, цезием и калием. В исследованных поровых растворах рубидий и цезий не определялись, тогда как положительная корреляция с калием в них явно отсутствует. Возможно, это связано с расположением скважины ODP162-986 практически над присутствующим на глубине магматическим очагом: в работе [Крайнов, 1973] показано, что в породах, расположенных вблизи магматических камер, отношение калия к редким щелочным элементам в воде снижается на один-два порядка величины по сравнению с этим отношением в горных породах в частности в гранитах.

На основании возраста осадков, вмещающих поровые воды аномального состава, можно полагать, что поток флюидов возник не ранее, чем 2.6 млн лет назад и существовал по крайней мере до второй половины позднего плейстоцена. Это подтверждается и положением верхней границы аномальной минерализации поровых растворов в интервале 13.45-22.95 м от поверхности дна (см. таблицу) внутри отложений верхнего стратиграфического подразделения, датированного поздним плейстоценом-голоценом [Jansen et al., 1996]. Вполне вероятно, что опреснение поровых растворов продолжается доныне, в пользу чего свидетельствует их незначительно пониженная соленость (34 г/дм³) в трех верхних образцах керна (2.95-13.45 м), тогда как соленость придонных вод в районе вскрывшей аномалию скважины - 34.9 г/дм³ [Instititute …, 2011].

Функционирование восходящего потока флюидов в районе бурения скважины ODP162-986 началось практически одновременно с началом позднеплиоцен-четвертичного базальтового вулканизма на Шпицбергене и вблизи устья Медвежинского желоба (см. рис. 1). Это указывает на общую для региона неотектоническую активизацию с образованием новых и обновлением ранее существовавших разломов и зон трещиноватости, которые обеспечили гидравлическую связь магматических очагов с поверхностью фундамента. На Шпицбергене и в устье Медвежинского желоба эти очаги расположены в области распространения коры континентального типа, поэтому вполне возможно, что скважина, вскрывшая уникальную геохимическую аномалию на гипабиссальных глубинах между Шпицбергеном и хребтом Книповича, пробурена на площади развития континентальной коры. В пользу этого говорит наличие лития и натрия во флюидах, распресняющих поровые воды осадочного чехла.

Присутствие фрагментов утоненной континентальной коры на океанических глубинах предполагается в Гренландской котловине (см. рис. 1), где между 77-й и 79-й параллелями существует область со слабыми аномалиями Буге. В пределах хребта Ховгард это подтверждено сейсмическими данными [Пейве, 2009]. Не исключено, что выступ акустического фундамента, формирующий подводную возвышенность, на склоне которой пробурена скважина ODP162-986, является фрагментом континентальной коры, расположенным на юго-восточном продолжении хребта Ховгард, но по другую сторону от хребта Книповича (см. рис. 1-3).

Выделяющиеся из магматического очага глубинные сверхкритические флюиды, находясь под высоким давлением, распространялись вверх по зоне разлома и путем диффузии, а перейдя в субкритическое состояние - только по зоне разлома. В осадочном чехле движение восходящего потока происходило, в основном, по системе вторичных разрывов в области динамического влияния разлома фундамента [Шерман и др., 1983; Крапивнер, Скоробогатько, 2012]. На существование таких разрывов (см. рис. 3) косвенно указывают отмеченные в керне скважины ODP162-986 с глубины 562 м трещины и наклоны слоев, изменяющиеся от первых градусов до 70°. Определенную роль играла и диффузия флюидов в латеральных направлениях. Поскольку рассматриваемая геохимическая аномалия вскрыта одной скважиной, ее размеры, конфигурация в плане и поперечном разрезе, а также расположение разломов, по которым поступали флюиды, неизвестны. В этой связи положение разлома фундамента и области его динамического влияния в осадочном чехле, изображенные на рис. 3, следует рассматривать лишь как принципиальную схему. Столь же предположительны и контуры возможного фрагмента утоненной континентальной коры в районе скважины ODP162-986 (см. рис. 1), признаком существования которого может считаться обнаруженная в этой скважине геохимическая аномалия.

ЗАКЛЮЧЕНИЕ

Аномалия солености и состава поровых вод осадочного чехла, выявленная в скважине 986 рейса ODP162, несмотря на ее уникальность для океанических условий, имеет аналоги, давно известные в районах развития углекислых гидротерм, в пластовых водах нефтегазоносных областей, и уже после завершения рейса ODP162 установленные в одной из гидротермальных систем Исландии. По мнению авторов данной статьи, обсуждаемая геохимическая аномалия возникла в результате поступления из магматического очага потока сверхкритических флюидов, основным компонентом которых является Н₂О, а вторым по значимости - СО₂. Вверх по разрезу в связи с падением давления и температуры надкритический флюид становится углекислой жидкой водой, способной растворять минеральные компоненты. Эта очень слабо минерализованная вода, содержащая катионы натрия и лития, поступает в осадочный чехол, опресняя его поровые растворы. Важным показателем рассматриваемого процесса является изменение вверх по разрезу не только солености поровых вод, но также содержания лития, отношения Na/Cl и щелочности. Вместе с данными по Исландии [Armannsson, 2010] охарактеризованная аномалия служит серьезным аргументом в пользу точки зрения гидрогеологов, объясняющих формирование инверсионных пластовых вод поступлением насыщенных CO₂ парогазовых флюидов из фундамента. Наличие геохимической аномалии рассмотренного типа в осадках океанической котловины с неопределенным типом земной коры указывает на ее неотектоническую активность и возможное присутствие в регионе фрагмента континентальной коры. Аномалия, учитывая ее структурную позицию, заслуживает проведения детальных геолого-геофизических и геохимических исследований, которые могут существенно уточнить представления о природе хребта Книповича и типе земной коры в его окрестностях.

СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ

Абрамов В.Ю., Боревский Б.В., Лизогубов В.А., Язвин А.Л. Новый взгляд на формирование ресурсов и термо-газохимического состава углекислых минеральных вод Ессентукского и Нагутского месторождений // Труды Всероссийской конференции с участием иностранных ученых «Геологическая эволюция взаимодействия воды с горными породами». Томск, 2012. С. 188-212.

Басков Е.А., Суриков С.Н. Гидротермы Земли. Л.: Недра, 1989. 245 с.

Всеволжский В.А., Киреева Т.А. Влияние глубинных газопаровых флюидов на формирование пластовых вод нефтегазовых месторождений // Вестник МГУ. Серия 4. Геология. 2010. № 3. С. 57-62.

Горбатый Ю.Е., Бондаренко Г.В. Сверхкритическое состояние воды // Сверхкритические флюиды: теория и практика. 2007. Т. 2. № 2. С. 5-19.

Гусев Е.А., Шкарубо С.И. Аномальное строение хребта Книповича // Российский журнал наук о Земле. 2001. Т. 3. № 2. С. 165-182.

Зверев В.П. Подземная гидросфера. Фундаментальные проблемы гидрогеологии. М.: Научный мир, 2011. 258 с.

Киреева Т.А., Буданова Д.И. Анализ генезиса рассолов фундамента Западно-Сибирского артезианского бассейна на основе использования генетических коэффициентов // Вестник МГУ. Сер. 4. Геология. 2011. № 3. С. 51-55.

Крайнов С.Р. Геохимия редких элементов в подземных водах (в связи с геохимическими поисками месторождений). М.: Недра, 1973. 295 с.

Крапивнер Р.Б., Скоробогатько А.В. Разрывные нарушения четвертичного чехла как отражения тектоники фундамента (о. Колгуев, Баренцево море) // Геотектоника. 2012. № 5. С. 44-62.

Лифшиц С.Х. Механизм образования нефти в сверхкритическом потоке глубинных флюидов // Вестник РАН. 2009. Т. 79. № 3. С. 261-265.

Матусевич В.М., Курчикова А.Р., Ковяткина Л.А. Актуальные проблемы нефтегазовой геологии Западно-Сибирского мегабассейна // Современная гидрогеология нефти и газа. Фундаментальные и прикладные вопросы. Материалы Всероссийской научной конференции, посвященной 85-летию А.А. Карцева / Под ред. А.Н. Дмитриевского. М.: ГЕОС, 2010. С. 55-61.

Назаренко В.С. Закономерности накопления лития в подземных водах мезозойских отложений Восточно-Предкавказской нефтегазоносной области // Проблемы современной гидрогеохимии. Новочеркасск: Темп, 2003. С. 104-111.

Пейве А.А. Аккреция океанической коры в условиях косого спрединга // Геотектоника. 2009. № 2. С. 5-19.

Пейве А.А., Чамов Н.П. Основные черты тектоники хребта Книповича (Северная Атлантика) и история его развития на неотектоническом этапе // Геотектоника. 2008. № 1. С. 38-57.

Хорн Р. Морская химия (структура воды и химия гидросферы). М.: Мир, 1972. 399 с.

Хуторской М.Д., Леонов Ю.Г., Ермаков В.Р., Ахмедзянов В.Р. Аномальный тепловой поток и природа желобов в северной части Свальбардской плиты // Доклады РАН. 2009. Т. 424. № 2. С. 227-233.

Хуторской М.Д., Ахмедзянов В.Р., Ермаков А.В. и др. Геотермия Арктических морей // Тр. ГИН РАН. Вып. 605. М.: ГЕОС, 2013. 231 с.

Шерман С.И., Борняков С.А., Буддо В.Ю. Области динамического влияния разломов. Новосибирск: Наука, 1983. 112 с.

Шипилов Э.В. Генерации, стадии и специфика геодинамической эволюции молодого океанообразования в Арктике // Доклады РАН. 2005. Т. 402. № 3. С. 375–379.

Шкарубо С.И. Особенности спрединга в северной части Норвежско-Гренландского бассейна // Геолого-геофизические характеристики литосферы Арктического региона. СПб.: ВНИИОкеангеология, 1996. С. 101-114.

Allard P. Diffuse degassing of carbon dioxide through volcanic system: observed facts and implications // Geological Survey of Japan. 1992. № 279. P. 7-11.

Armannsson H. The Chemistry of Krafla Geothermal System in Relation to the IDDP Well // Proceedings World Geothermal Congress. Bali, Indonesia. 2010. P. 1-5.

Faleide J.I., Solheim A., Fiedler A. et al. Late Cenozoic evolution of the western Barents Sea - Svalbard continental margin // Global and Planetary Change. 1996. V. 12. P. 53-74.

Forsberg F., Solheim A., Elverhøi A. et al. The depositional environment of the Western Svalbard Margin during the late Pliocene and the Pleistocene: sedimentary facies changes at site 986 // Proceedings of the Ocean Drilling Program, Scientific Results / Eds Raymo M.E., Jansen E., Blum P., Herbert T.D. 1999. V. 162. P. 233-246.

Handbook of chemistry and Physics. Cleveland: Ohaio Rubber Publishing Co., 1959. P. 2303-2305.

Institute of oceanology Polish Academy of Science. Cruise Report RV Oceania, AREX, 2011. 21 p.

Jansen E., Raymo M.E., Blum P. et al. Shipboard Scientific Party. Site 986. // Proc. ODP, Init. Repts., 162: College Station , TX (Ocean Drilling Program), 1996. P. 288-332. doi: 10.2973/odp. proc. i.r. 162. 109.

Muffler L.J.P., Hedenquist J.W., Kesler S.E., Izava E. Japan-US Seminar on magmatic contribution to hydrothermal system // Geological survey of Japan. 1992. Report № 279. P. 1-6.

Mørk M.B.E., Duncan R.A. Late Pliocene basaltic volcanism on the Western Barents Shelf margin: implications from petrology and ⁴⁰Ar–³⁹Ar dating of volcaniclastic debris from a shallow drill core // Norsk Geologisk Tidsskrift. 1993. V. 73. P. 209-225.

Myhre A.M., Eldholm O. Thе western Swalbard margin (74°–80° N) // Mar. Pet. Geol. 1988. 5. P. 134-156.

Shipboard Scientific Party Explanatory notes // Proc. ODP, Init. Rept., 162. College Station, TX (Ocean Drilling Program). 1996. P. 25-45

Ссылка на статью:

Крапивнер Р.Б., Абрамов В.Ю. Происхождение уникальной геохимической аномалии в зоне перехода от континента к океану между Шпицбергеном и хребтом Книповича // Литология и полезные ископаемые. 2015. № 5. С. 408-419.