Геохимия, 2020, T. 65, № 9, стр. 886-910

ВВЕДЕНИЕ

Грязевые вулканы Северо-Западного Кавказа и прилегающих регионов являются ярким геологическим феноменом, изучением которого занимались и занимаются многие отечественные специалисты, такие как Г.В. Абих, А.Д. Архангельский, З.А. Буниат-Заде, Б.М. Валяев, И.Ф. Глазовский, Д.Г. Голубятников, В.А. Горин, Б.В. Григорьянц, И.М. Губкин, И.Н. Гусаков, А.Г. Дурмишьян, М.К. Калинко, И.Л. Каменский, С.А. Ковалевский, В.Ю. Лаврушин, Г.А. Максимович, И.В. Мушкетов, Н.О. Назаров, И.С. Подымов, Р.Р. Рахманов, А.Л. Собисевич, М.И. Суббота, Н.Ю. Успенская, С.Ф. Федоров, Ю.А. Федоров, В.Е. Хаин, Н.Ю. Халилов, В.Н. Холодов, Н.С. Шатский, Е.Ф. Шнюков, А.А. Якубов и др. (Шнюков и др., 1986, 1992; Холодов, 2002, 2012; Лаврушин, 2012, и ссылки в этих работах). Всего здесь известно более 40 грязевых вулканов, из которых примерно четверть действующие (Шнюков и др., 1986, 1992; Федоров, 2012, 2018). Считается, что в большинстве районов корни грязевых вулканов локализованы на глубинах 6–7 км в глинистых толщах майкопской серии олигоцена–нижнего миоцена; мощность последней в пределах Индоло-Кубанского предгорного прогиба составляет не менее 4–4.5 км. Однако, это, по всей видимости, не всегда так. По данным (Горбатиков и др., 2008, и ссылки там), среди продуктов грязевого вулкана Шуго можно видеть большое количество нижнемеловых сидеритовых конкреций и верхнемеловых мергелей и известняков. Присутствуют среди них также обломки юрских кварцевых порфиров и известняков с кораллами. Авторы цитированной выше работы со ссылкой на публикацию (Кудряшов, 1939, с. 672) указывают, что “В целом в выбросах грязевого вулкана Шуго преобладают меловые породы при подчиненном количестве палеоценовых, верхнемиоценовых (сарматских) и плиоценовых (понтических и киммерийских) и полном отсутствии майкопских”. Микросейсмическое зондирование позволило установить под грязевым вулканом Карабетова гора существование относительно узкой вертикальной низкоскоростной зоны/аномалии, которая рассматривается как насыщенный флюидами подводящий канал (Собисевич и др., 2008; Тверитинова и др., 2015). Область питания для названного вулкана располагается на глубинах 4.5–9 км, а указанная зона прослеживается до глубин более 15 км. Грязевые вулканы широко распространены и в прилегающей к Северо-Западному Кавказу акватории Черного и Азовского морей, образуя единую Азово-Черноморскую провинцию (Шнюков и др., 1992).

Каждый из грязевых вулканов многократно проходит взрывную и грифонно-сальзовую стадии (Рахманов, 1987; Шнюков и др., 1992 и др.). С первой связан выброс больших объемов обломков пород и грязевулканических брекчий (последние многими исследователями рассматриваются как “средняя проба” всего разреза, вскрываемого вулканом), а также сопочных илов/пелитов. Рядом специалистов они считаются своеобразным “размолотым” продуктом всех твердых включений грязевулканических брекчий. На грифонно-сальзовой стадии преобладает выделение воды (иногда с пленкой нефти), ила и газов.

Целью наших исследований было сопоставление микроэлементного состава валовых, не разделенных на какие-либо фракции, проб сопочных илов с составами PAAS (Taylor, McLennan, 1985), средне- и верхнемайкопских глин (Sokol et al., 2018), установление возможных различий в составе продуктов разных грязевых вулканов Северо-Западного Кавказа и их пелитовых/тонких фракций, а также сравнение геохимических характеристик указанных образований с аналогичными образованиями других регионов мира.

РЕЗУЛЬТАТЫ ПРЕДШЕСТВУЮЩИХ РАБОТ

В литературе имеются немногочисленные данные об особенностях распределения в продуктах грязевого вулканизма редких и рассеянных элементов, в том числе редкоземельных (РЗЭ). Указывается (преимущественно на основании данных спектрального анализа), что сопочные отложения постоянно заражены B и Mo, концентрации которых не зависят от геохимической специализации пород фундамента вулканов (Шнюков и др., 1992). Отмечается наличие в продуктах грязевых вулканов повышенных концентраций B, Hg, As и Li, что, как предполагается, свидетельствует о значительной глубине залегания их корневой системы (Карасик, Морозов, 1966; Ходькова, Гемп, 1970; Шнюков и др., 1992).

Весьма интересный вывод о возможном механизме формирования сопочных брекчий сделан на основе анализа большого массива их химических составов (основные породообразующие оксиды) В.В. Ершовым и Ю.А. Перстневой (2018). Авторы указанной работы полагают, что “…в процессе деятельности грязевых вулканов происходит преобразование исходного грязевулканического вещества. Интенсивное взаимодействие вода–порода–газ, протекающее в грязевулканическом канале, унифицирует химический состав сопочных брекчий из различных регионов. Можно сказать, что в каналах грязевых вулканов происходит своеобразное химическое выветривание (растворение, гидролиз и др.), в результате которого разрушаются горные породы и качественно изменяется их химический состав с образованием новых минералов” (Ершов, Перстнева, 2018, с. 79–80).

На основе данных ICP-MS анализа в публикации (Федоров и др., 2011) проанализированы некоторые особенности распределения редких и рассеянных элементов в представительных пробах сопочного ила грязевых вулканов Шуго, Тиздар (ранее назывался Синяя Балка) и Семигорский и показано, что многие из них характеризуются не слишком отличающимися от такого референтного геохимического объекта, как PAAS, содержаниями, т.е. сопоставимы с большинством обычных осадочных образований. Величина (La/Yb)_N в исследованных пробах варьирует от ~6.0 до 9.5, деплетирование тяжелыми РЗЭ (ТРЗЭ) не наблюдается. Для сопочного ила характерна отрицательная Eu аномалия (0.7–0.8), а Ce аномалия отсутствует.

В монографии (Лаврушин, 2012) приведены усредненные данные о химическом составе глинистых фракций продуктов грязевого вулканизма Индоло-Кубанского и Среднекуринского предгорных бассейнов, определяемом аллотигенным (наследующим геохимические характеристики источников сноса) и аутигенным (новообразованные/постседиментационные минеральные фазы и сорбированные компоненты) глинистым материалом. Показано, что преимущественно сорбированными являются В, Li, Mn, Мо, I и Br. Остальные элементы входят в кристаллическую решетку глинистых минералов и могут быть сорбированы на их поверхности.

По данным В.Ю. Лаврушина (2012), для продуктов грязевого вулканизма Северо-Западного Кавказа свойственны более высокие концентрации B, Li, Na, Cr, Mo, Sn, Ta, чем это характерно для глинистого материала из грязевых вулканов Грузии.

Полученные методом ICP-MS данные о распределении элементов в валовых пробах продуктов извержений грязевого вулкана Булганак (Керченский п-ов) приведены в статье (Sokol et al., 2018). По ним, сопочный ил представлен “ожиженными/liquefied” среднемайкопскими глинистыми породами. Все пробы имеют пониженные по сравнению с PAAS концентрации K, что обусловлено высоким содержанием в майкопских глинах каолинита. Заметные вариации Ca и Sr обусловлены изменчивым количеством аутигенных и биогенных карбонатов, а также присутствием целестина и его Ba разновидности. Пробы сопочного ила обогащены Na и B относительно PAAS. В них также больше по сравнению со средней верхней корой Li, Cs, U, Zn, Co, V, As, Se, Sb, Hg и Cd. Суммарное содержание РЗЭ в глинистых породах майкопа и сопочном иле сопоставимо (110–124 г/т), но в отличие от PAAS пробы последнего несколько деплетированы легкими РЗЭ (ЛРЗЭ). Как и в случае Cs, Rb, Pb, Th, U, Zr, Hf, Nb и Ta, это обусловлено, как полагают авторы публикации (Sokol et al., 2018), разбавляющим эффектом кварца и каолинита.

Годом ранее Ю.Л. Мельчаковым с соавторами (2017) с помощью данных ICP-MS также было выполнено сравнение распределения главных и рассеянных элементов в глинах грязевых вулканов Булганакского грязевого очага и “глинах фона”¹¹. Оно показало превышение концентраций ряда элементов в первых относительно вторых. Так, для Са, Na и Fe это превышение соответствовало примерно ×2, для Mg и Ti – составляло первые десятки процентов, тогда как для А1 и К наблюдалось примерное равенство значений. Концентрация Р, Cr, Mn, Со, Ni, Сu, Mo, W и Hg в продуктах грязевого вулканизма в разы больше, чем в глинах вне вулканического поля, для В, Sb и I – на порядок, для Та – на два порядка. Авторами установлено, что такие элементы, как Li, Ti, Си, Zn, Y, Zr, Ge и Sr присутствуют в глинах вулканов по сравнению с глинами вне зоны разломов в несколько повышенных концентрациях, а содержания Be, V, Ga, As, Se, Br, Rb, Nb, Ru, Rh, Pd, Ag, Cd, In, Sn, всех лантаноидов, Hf, Os, Ir, Pt, TI, Th и U сопоставимы.

МАТЕРИАЛ И МЕТОДЫ ИССЛЕДОВАНИЯ

В настоящем сообщении рассматривается полученное методом ICP-MS распределение редких и рассеянных элементов в отобранных нами в 2015–2017 гг. валовых пробах алевро-пелитового сопочного ила грязевых вулканов Миска, Гефест (ранее назывался Гнилая), Разнокольский и Школьный (данные публикуются впервые), Семигорский, Шуго (данные расширены по сравнению с (Федоров и др., 2011)) и Тиздар (Синяя Балка) (рис. 1, 2). GPS-координаты мест отбора проб приведены в табл. 1.

Рис. 1.

Положение грязевых вулканов, распределение редких и рассеянных элементов в продуктах которых, рассматривается в данной работе. 1 – Семигорский; 2 – Гладковский; 3 – Шуго; 4 – Черноморское пекло; 5 – Карабетовский; 6 – Бугазский; 7 – Поливадина; 8 – Шапурский; 9 – Южно-Нефтяной; 10 – Ахтанизовский; 11 – Западные Цимбалы; 12 – Восточные Цимбалы; 13 – Фонталовский; 14 – Кучугурский; 15 – Гефест (Гнилая); 16 – Тиздар (Синяя Балка); 17 – Миска; 18 – Голубицкий; 19 – Булганак; 20 – Школьный; 21 – Разнокольский.

Рис. 2.

Общий вид и детали мест отбора проб сопочного ила на некоторых из исследованных грязевых вулканах (а – Гефест (Гнилая); б, в – Миска; г, д – Семигорский; е – Школьный).

Пробы жидкого ила отбирали из действующих грифонов изученных грязевых вулканов в полимерные стерильные контейнеры для биоматериалов, используя одноразовые полиэтиленовые перчатки. В лаборатории пробы хранились в холодильнике. Гранулометрический состав оценивали в смерслайдах. Во всех пробах преобладали пелитовые частицы с примесью алеврита. Перед высушиванием аликвоты, предназначенной на элементный анализ, единичные зёрна, видимые невооруженным глазом, удаляли с помощью пластикового пинцета. Пробы высушивали при температуре 100°C и растирали в агатовой ступке.

Определение содержаний редких и рассеянных элементов проведено методом ICP-MS на масс-спектрометре ELAN-9000 в ИГГ УрО РАН (аналитики – Д.В. Киселева, Н.В. Чередниченко и Л.К. Дерюгина) по методике, близкой к описанной в работе (Маслов и др., 2011). Перед анализом пробы не подвергались предварительной обработке. Пределы обнаружения редких, редкоземельных и высокозарядных элементов составляли от 0.005 до 0.1 г/т при точности анализа 3–7 отн. %.

Для сравнения привлечены: 1) аналогичные сведения по продуктам извержений грязевого вулкана Булганак, Керченский полуостров, по (Sokol et al., 2018); 2) приведенные в монографии В.Ю. Лаврушина (2012) данные о содержаниях широкого спектра редких и рассеянных элементов в тонкой (глинистой) фракции, выделенной из продуктов извержения ряда грязевых вулканов Таманского полуострова; 3) сведения о распределении редких и рассеянных элементов в продуктах грязевых вулканов, расположенных вблизи южной границы бассейна Junggar, Северо-Западный Китай (Nakada et al., 2011; Wan et al., 2015), а также на Андаманских островах (островная дуга Санда, Малайский архипелаг) (Vignesh et al., 2016) и в ряде других регионов. К сожалению, такого рода информации в доступной нам литературе оказалось весьма и весьма немного.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ВАЛОВЫХ ПРОБ СОПОЧНОГО ИЛА

Распределение элементов относительно PAAS

Сравнение содержаний редких и рассеянных элементов в PAAS и в сопочном иле показывает, что в продуктах большинства исследованных грязевых вулканов Северо-Западного Кавказа в заметно меньших (<0.50 PAAS) концентрациях присутствуют Rb и Cs. Средние содержания легких и тяжелых лантаноидов во многих случаях также меньше, чем 0.50 PAAS, а в сопочном иле грязевого вулкана Разнокольский все РЗЭ присутствуют в заметно меньшем количестве, чем в PAAS (табл. 2, рис. 3). Наиболее близки к PAAS по средним содержаниям большинства редких и рассеянных элементов продукты грязевых вулканов Семигорский и Тиздар (Синяя Балка). Средние содержания Mo в сопочном иле вулканов Миска, Семигорский, Гефест (Гнилая), Школьный и Разнокольский варьируют от 1.50 до 13.14 PAAS, тогда как для продуктов грязевых вулканов Тиздар (Синяя Балка), Шуго и Булганак средние содержания Мо сопоставимы с PAAS (соответственно 0.88, 0.68 и 0.95 PAAS). Очевидно, что наблюдаемые здесь и при сравнении со средне- и верхнемайкопскими глинами вариации спектров относительно друг друга в какой-то мере обусловлены разным количеством глинистого материала в пробах, а также, возможно, связаны с некоторым изменением состава продуктов грязевого вулканизма с течением времени (так между отбором проб vlk-1 и гвс-2 на вулкане Семигорский прошло более 10 лет). Распределение редких и рассеянных элементов в сопочном иле грязевого вулкана Булганак (Керченский полуостров) принципиально не отличается от такового для грязевых вулканов Таманского полуострова.

Таблица 2.  

Содержание редких и рассеянных элементов в валовых пробах сопочного ила грязевых вулканов Северо-Западного Кавказа, г/т

Эле-менты	Грязевой вулкан
	Шуго																	Миска
	Пробы																Среднее и СО	Пробы			Среднее и СО
	vlk-3	Ш-5-2	Ш-5-1	Ш-4-2	Ш-4-1	Ш-1-2	Ш-1-1	Ш-2-3	Ш-2-2	Ш-2-21	Ш-2-22	Ш-2-1	Ш-2-5	Ш-6-1	Ш-8-2	Ш-8-1		ГВМ-11	ГВМ-1	ГВМ-2
Li	0.42	1.14	1.02	1.10	0.90	0.94	0.69	0.09	0.80	0.78	0.70	0.62	0.07	0.64	0.67	0.55	0.69 ± 0.31	0.95	0.71	0.73	0.80 ± 0.14
Sc	1.89	0.57	0.57	0.53	0.49	0.48	0.42	0.10	0.46	0.46	0.43	0.42	0.12	0.44	0.41	0.38	0.51 ± 0.39	1.03	1.15	0.74	0.97 ± 0.21
V	1.91	0.56	0.57	0.48	0.51	0.49	0.41	0.05	0.45	0.44	0.42	0.42	0.07	0.44	0.41	0.39	0.50 ± 0.40	1.15	0.91	0.90	0.98 ± 0.14
Cr	2.34	0.61	0.62	0.54	0.56	0.53	0.47	0.03	0.52	0.48	0.44	0.45	0.07	0.48	0.43	0.42	0.56 ± 0.50	1.08	0.85	0.85	0.93 ± 0.13
Co	1.39	0.47	0.51	0.42	0.45	0.43	0.45	0.13	0.43	0.42	0.39	0.38	0.13	0.41	0.37	0.34	0.44 ± 0.27	0.98	0.84	0.72	0.85 ± 0.13
Ni	2.75	0.68	0.72	0.61	0.66	0.60	0.61	0.29	0.63	0.58	0.57	0.55	0.20	0.59	0.54	0.51	0.69 ± 0.57	1.05	0.87	0.76	0.89 ± 0.15
Cu	1.67	0.91	0.96	0.79	0.87	0.78	0.75	0.06	0.79	0.76	0.71	0.72	0.12	0.76	0.71	0.78	0.76 ± 0.35	1.02	0.86	0.72	0.87 ± 0.15
Zn	1.98	0.83	0.84	0.83	0.77	0.71	0.65	0.10	0.72	0.68	0.65	0.65	0.18	0.66	0.63	0.61	0.72 ± 0.40	1.13	0.97	0.94	1.01 ± 0.10
Ga	2.40	0.83	0.84	0.71	0.77	0.71	0.59	0.06	0.67	0.65	0.62	0.64	0.11	0.65	0.62	0.58	0.72 ± 0.50	1.25	1.05	0.93	1.08 ± 0.16
Rb	1.69	0.56	0.65	0.54	0.36	0.51	0.49	0.05	0.50	0.54	0.52	0.54	0.10	0.57	0.54	0.52	0.54 ± 0.35	0.41	0.37	0.27	0.35 ± 0.07
Sr	3.60	1.25	1.39	1.49	1.11	1.35	1.49	3.25	1.19	1.22	1.14	1.15	3.37	1.20	1.31	1.15	1.67 ± 0.87	0.92	0.83	0.66	0.80 ± 0.13
Y	1.79	0.51	0.53	0.49	0.46	0.49	0.50	0.30	0.48	0.47	0.45	0.46	0.29	0.46	0.44	0.42	0.53 ± 0.34	0.60	0.54	0.52	0.56 ± 0.04
Zr	1.22	0.45	0.45	0.38	0.47	0.42	0.40	0.05	0.40	0.39	0.37	0.40	0.10	0.38	0.36	0.33	0.41 ± 0.25	0.66	0.62	0.52	0.60 ± 0.08
Nb	2.00	0.62	0.69	0.55	0.63	0.57	0.51	0.05	0.55	0.55	0.52	0.55	0.10	0.55	0.52	0.49	0.59 ± 0.41	0.69	0.65	0.55	0.63 ± 0.07
Mo	2.20	0.77	0.71	0.66	0.59	0.76	0.84	0.10	0.68	0.62	0.60	0.55	0.11	0.62	0.58	0.42	0.68 ± 0.46	4.10	3.89	3.06	3.68 ± 0.55
Sn	1.37	0.70	0.77	0.66	0.72	0.68	0.59	0.06	0.66	0.69	0.67	0.73	0.11	0.75	0.71	0.71	0.66 ± 0.28	0.52	0.50	0.55	0.52 ± 0.03
Cs	1.08	0.58	0.60	0.59	0.55	0.57	0.49	0.04	0.54	0.56	0.55	0.61	0.06	0.63	0.62	0.58	0.54 ± 0.23	0.34	0.34	0.35	0.34 ± 0.01
Ba	2.07	1.03	1.10	1.08	1.03	1.10	1.05	0.24	1.02	1.07	1.05	1.11	0.34	1.09	1.21	1.11	1.04 ± 0.39	0.54	0.54	0.51	0.53 ± 0.02
La	1.63	0.80	0.88	0.78	0.65	0.77	0.75	0.22	0.75	0.83	0.83	0.87	0.30	0.92	0.87	0.86	0.79 ± 0.30	0.38	0.35	0.39	0.37 ± 0.02
Ce	1.61	0.81	0.87	0.76	0.66	0.77	0.77	0.14	0.74	0.83	0.82	0.86	0.28	0.91	0.88	0.86	0.79 ± 0.31	0.39	0.36	0.40	0.38 ± 0.02
Pr	1.73	0.84	0.91	0.81	0.74	0.78	0.80	0.18	0.76	0.86	0.86	0.91	0.30	0.92	0.92	0.87	0.82 ± 0.32	0.42	0.39	0.44	0.42 ± 0.03
Nd	1.78	0.84	0.90	0.84	0.74	0.81	0.83	0.19	0.78	0.88	0.87	0.91	0.31	0.95	0.96	0.90	0.84 ± 0.33	0.41	0.40	0.45	0.42 ± 0.03
Sm	1.98	0.92	0.99	0.95	0.84	0.93	0.95	0.23	0.89	0.97	0.97	1.01	0.37	1.07	1.06	1.01	0.95 ± 0.36	0.52	0.50	0.57	0.53 ± 0.04
Eu	2.38	1.10	1.19	1.12	1.00	1.11	1.17	0.32	1.03	1.15	1.17	1.19	0.46	1.24	1.32	1.24	1.14 ± 0.43	0.68	0.65	0.76	0.69 ± 0.06
Gd	1.97	0.87	0.95	0.85	0.80	0.89	0.95	0.33	0.87	0.92	0.92	0.97	0.44	1.03	0.99	1.02	0.92 ± 0.34	0.67	0.63	0.74	0.68 ± 0.06
Tb	1.72	0.71	0.80	0.71	0.70	0.73	0.79	0.29	0.74	0.77	0.75	0.81	0.38	0.81	0.82	0.81	0.77 ± 0.30	0.52	0.51	0.58	0.54 ± 0.04
Dy	1.62	0.71	0.77	0.72	0.64	0.71	0.73	0.32	0.70	0.72	0.71	0.79	0.40	0.75	0.78	0.75	0.74 ± 0.27	0.48	0.47	0.53	0.49 ± 0.03
Ho	1.62	0.63	0.68	0.65	0.59	0.65	0.67	0.31	0.64	0.66	0.66	0.69	0.35	0.71	0.71	0.67	0.68 ± 0.28	0.46	0.46	0.50	0.48 ± 0.02
Er	1.56	0.68	0.70	0.69	0.64	0.69	0.72	0.32	0.68	0.69	0.69	0.71	0.36	0.75	0.76	0.71	0.71 ± 0.26	0.48	0.47	0.51	0.48 ± 0.02
Tm	1.65	0.74	0.74	0.73	0.71	0.75	0.75	0.32	0.74	0.75	0.75	0.78	0.38	0.80	0.78	0.77	0.76 ± 0.28	0.48	0.49	0.53	0.50 ± 0.03
Yb	1.65	0.71	0.73	0.70	0.71	0.72	0.72	0.30	0.73	0.74	0.73	0.77	0.35	0.77	0.79	0.75	0.74 ± 0.28	0.47	0.48	0.50	0.48 ± 0.01
Lu	2.01	0.77	0.81	0.75	0.77	0.80	0.76	0.30	0.79	0.81	0.82	0.84	0.37	0.85	0.86	0.81	0.82 ± 0.36	0.50	0.50	0.53	0.51 ± 0.02
Hf	1.52	0.69	0.70	0.63	0.77	0.71	0.69	0.07	0.71	0.71	0.72	0.77	0.17	0.75	0.72	0.69	0.69 ± 0.30	0.57	0.58	0.56	0.57 ± 0.01
Pb	1.92	1.00	1.06	0.96	1.03	1.03	0.96	0.22	1.03	1.03	1.05	1.09	1.07	1.15	1.12	1.11	1.05 ± 0.31	0.81	0.84	0.85	0.83 ± 0.02
Bi	1.32	1.31	1.64	1.27	1.38	1.38	1.21	0.17	1.29	1.33	1.38	1.44	0.30	1.46	1.52	1.39	1.24 ± 0.41	0.91	0.92	0.92	0.92 ± 0.02
Th	1.99	0.79	0.84	0.83	0.69	0.80	0.73	0.06	0.77	0.81	0.82	0.87	0.14	0.88	0.89	0.85	0.80 ± 0.40	0.33	0.33	0.38	0.35 ± 0.03
U	1.69	0.90	0.93	0.93	0.89	0.98	0.83	0.15	0.92	0.94	0.94	0.96	0.33	0.96	0.97	0.91	0.89 ± 0.32	0.94	0.98	1.05	0.99 ± 0.06

Элементы	Грязевой вулкан
	Семигорский									Гефест (Гнилая)
	Пробы								Среднее и СО	Пробы			Среднее и СО
	ГВС-31	ГВС-3	ГВС-1	ГВС-11	ГВС-21	ГВС-2	ГВС-3	vlk-1		ГВГ-3	ГВГ-2	ГВГ-1
Li	0.67	0.67	0.73	0.76	0.81	0.74	0.60	0.20	0.65 ± 0.19	0.58	0.81	0.62	0.67 ± 0.13
Sc	0.76	0.76	0.65	0.70	0.88	0.81	0.90	1.75	0.90 ± 0.35	0.66	0.72	0.72	0.70 ± 0.04
V	0.57	0.54	0.60	0.59	0.96	0.80	0.73	1.38	0.77 ± 0.29	0.63	0.58	0.67	0.63 ± 0.04
Cr	0.57	0.56	0.62	0.60	0.88	0.80	0.68	1.84	0.82 ± 0.43	0.67	0.56	0.74	0.66 ± 0.09
Co	0.67	0.66	0.62	0.59	0.79	0.70	0.76	1.69	0.81 ± 0.36	0.57	0.55	0.63	0.59 ± 0.04
Ni	0.96	0.93	0.90	0.84	0.82	0.75	0.83	3.19	1.15 ± 0.82	0.59	0.65	0.64	0.63 ± 0.03
Cu	1.34	1.32	1.27	1.21	0.80	0.59	0.89	2.45	1.23 ± 0.56	0.47	1.00	0.53	0.67 ± 0.29
Zn	1.36	1.33	1.12	1.09	1.06	0.72	0.71	2.48	1.23 ± 0.56	0.60	0.84	0.73	0.72 ± 0.12
Ga	0.77	0.77	0.86	0.81	1.05	0.90	0.77	2.41	1.04 ± 0.56	0.79	0.78	0.79	0.79 ± 0.01
Rb	0.51	0.51	0.18	0.27	0.37	0.23	0.37	1.22	0.46 ± 0.33	0.27	0.46	0.15	0.29 ± 0.15
Sr	2.32	2.31	2.01	1.93	0.86	0.56	0.98	4.64	1.95 ± 1.29	0.77	2.57	0.89	1.41 ± 1.01
Y	0.76	0.72	0.67	0.69	0.61	0.42	0.75	1.87	0.81 ± 0.44	0.45	0.62	0.53	0.53 ± 0.09
Zr	0.48	0.45	0.47	0.47	0.55	0.53	0.59	1.50	0.63 ± 0.35	0.46	0.42	0.56	0.48 ± 0.07
Nb	0.63	0.61	0.67	0.66	0.60	0.62	0.61	1.88	0.78 ± 0.44	0.49	0.58	0.64	0.57 ± 0.07
Mo	1.26	1.25	0.97	0.94	3.34	1.04	12.57	2.38	2.97 ± 3.97	2.83	0.60	1.06	1.50 ± 1.18
Sn	0.40	0.39	0.46	0.45	0.52	0.50	0.45	1.32	0.56 ± 0.31	0.44	0.44	0.47	0.45 ± 0.02
Cs	0.26	0.26	0.21	0.25	0.36	0.25	0.29	0.77	0.33 ± 0.18	0.26	0.31	0.22	0.26 ± 0.04
Ba	1.57	1.59	1.45	1.48	0.52	0.40	0.70	2.84	1.32 ± 0.79	0.49	1.93	0.49	0.97 ± 0.83
La	0.59	0.59	0.52	0.75	0.44	0.21	0.50	1.77	0.67 ± 0.47	0.31	0.64	0.36	0.43 ± 0.18
Ce	0.59	0.60	0.53	0.76	0.44	0.25	0.50	1.67	0.67 ± 0.43	0.30	0.63	0.36	0.43 ± 0.18
Pr	0.61	0.63	0.57	0.59	0.48	0.30	0.57	1.91	0.71 ± 0.50	0.36	0.66	0.41	0.48 ± 0.16
Nd	0.59	0.60	0.55	0.57	0.47	0.32	0.57	1.91	0.70 ± 0.50	0.37	0.63	0.41	0.47 ± 0.14
Sm	0.66	0.68	0.65	0.66	0.60	0.45	0.74	2.18	0.83 ± 0.55	0.48	0.70	0.52	0.57 ± 0.12
Eu	0.87	0.91	0.84	0.87	0.78	0.60	0.97	2.85	1.09 ± 0.72	0.65	0.95	0.69	0.76 ± 0.16
Gd	0.94	0.96	0.87	0.87	0.78	0.56	0.95	2.31	1.03 ± 0.53	0.61	0.94	0.68	0.74 ± 0.18
Tb	0.64	0.64	0.58	0.61	0.60	0.48	0.77	2.02	0.79 ± 0.50	0.48	0.62	0.55	0.55 ± 0.07
Dy	0.58	0.57	0.52	0.55	0.56	0.44	0.72	1.82	0.72 ± 0.45	0.45	0.56	0.51	0.50 ± 0.06
Ho	0.54	0.54	0.50	0.53	0.52	0.43	0.70	1.83	0.70 ± 0.46	0.42	0.53	0.49	0.48 ± 0.06
Er	0.56	0.54	0.52	0.54	0.54	0.45	0.72	1.68	0.69 ± 0.41	0.43	0.54	0.50	0.49 ± 0.06
Tm	0.56	0.56	0.54	0.58	0.55	0.47	0.75	1.77	0.72 ± 0.43	0.46	0.55	0.54	0.52 ± 0.05
Yb	0.54	0.53	0.51	0.54	0.53	0.46	0.72	1.71	0.69 ± 0.42	0.45	0.53	0.53	0.50 ± 0.04
Lu	0.57	0.56	0.55	0.56	0.56	0.49	0.75	2.19	0.78 ± 0.58	0.48	0.56	0.55	0.53 ± 0.04
Hf	0.41	0.40	0.42	0.45	0.55	0.53	0.64	1.55	0.62 ± 0.39	0.49	0.43	0.60	0.51 ± 0.09
Pb	0.57	0.57	0.55	0.55	0.83	0.71	0.84	2.10	0.84 ± 0.52	0.69	0.54	0.69	0.64 ± 0.09
Bi	0.84	0.84	0.78	0.77	0.89	0.81	0.88	1.98	0.97 ± 0.41	0.71	0.68	0.71	0.70 ± 0.02
Th	0.50	0.50	0.48	0.50	0.39	0.34	0.47	1.83	0.63 ± 0.49	0.30	0.52	0.34	0.39 ± 0.12
U	0.60	0.60	0.65	0.67	1.00	0.67	1.70	2.09	0.99 ± 0.58	0.73	0.64	0.75	0.71 ± 0.06

Элементы	Грязевой вулкан
	Школьный			Тиздар (Синяя Балка)	Разнокольский	Булганак
	Пробы		Среднее	Проба	Проба	Пробы			Среднее и СО
	ГВШ-1	ГВШ-2		vlk-4	ВПШ_Разн	B-3-4	O-1-2	202-2
Li	0.72	0.82	0.77	0.11	0.43	–	–	–	–
Sc	0.78	0.71	0.75	0.67	0.42	1.08	1.11	0.97	1.05 ± 0.07
V	0.94	1.03	0.99	0.61	0.72	0.74	0.68	0.67	0.70 ± 0.04
Cr	0.78	0.85	0.81	0.76	0.70	0.82	0.78	0.76	0.78 ± 0.03
Co	0.72	0.74	0.73	0.61	0.57	0.90	0.93	0.84	0.89 ± 0.05
Ni	0.82	0.84	0.83	1.06	0.61	0.89	0.77	0.80	0.82 ± 0.06
Cu	0.83	0.90	0.86	0.33	0.41	0.48	0.48	0.44	0.47 ± 0.02
Zn	0.75	0.92	0.83	0.93	0.59	1.12	1.58	1.34	1.34 ± 0.23
Ga	0.88	0.99	0.93	0.88	0.56	0.71	0.65	0.63	0.66 ± 0.04
Rb	0.36	0.32	0.34	0.47	0.54	0.53	0.47	0.48	0.49 ± 0.03
Sr	0.49	0.46	0.48	1.57	0.37	0.89	1.57	2.89	1.78 ± 1.02
Y	0.53	0.38	0.46	0.99	0.23	0.44	0.47	0.45	0.45 ± 0.01
Zr	0.49	0.51	0.50	0.72	0.80	–	–	–	–
Nb	0.53	0.56	0.54	0.96	0.78	0.39	0.37	0.38	0.38 ± 0.01
Mo	13.51	12.76	13.14	0.88	11.20	0.75	1.27	0.83	0.95 ± 0.28
Sn	0.55	0.71	0.63	0.76	0.53	0.47	0.46	0.45	0.46 ± 0.01
Cs	0.39	0.41	0.40	0.32	0.30	0.53	0.36	0.35	0.41 ± 0.10
Ba	0.50	0.52	0.51	0.74	0.30	0.45	0.42	0.58	0.48 ± 0.08
La	0.37	0.29	0.33	0.64	0.15	0.52	0.52	0.52	0.52
Ce	0.36	0.28	0.32	0.63	0.12	0.55	0.53	0.55	0.54 ± 0.01
Pr	0.42	0.35	0.38	0.69	0.18	0.59	0.60	0.59	0.59 ± 0.01
Nd	0.44	0.35	0.39	0.74	0.19	0.59	0.56	0.58	0.58 ± 0.01
Sm	0.57	0.46	0.52	1.02	0.25	0.78	0.71	0.72	0.74 ± 0.04
Eu	0.75	0.61	0.68	1.07	0.30	0.86	0.69	0.81	0.79 ± 0.08
Gd	0.71	0.56	0.63	0.95	0.30	0.73	0.73	0.74	0.73 ± 0.01
Tb	0.58	0.45	0.52	0.82	0.24	0.61	0.59	0.63	0.61 ± 0.02
Dy	0.54	0.43	0.48	0.81	0.25	0.59	0.53	0.54	0.55 ± 0.03
Ho	0.51	0.42	0.46	0.75	0.24	0.51	0.47	0.46	0.48 ± 0.03
Er	0.54	0.42	0.48	0.70	0.25	0.40	0.45	0.40	0.42 ± 0.03
Tm	0.58	0.45	0.51	0.75	0.25	0.49	0.40	0.42	0.44 ± 0.05
Yb	0.56	0.45	0.51	0.74	0.24	0.37	0.33	0.40	0.37 ± 0.03
Lu	0.60	0.46	0.53	0.88	0.25	0.44	0.32	0.47	0.41 ± 0.08
Hf	0.56	0.58	0.57	0.73	0.59	1.01	2.38	1.31	1.56 ± 0.72
Pb	0.76	0.76	0.76	0.99	0.69	0.85	0.77	0.80	0.81 ± 0.04
Bi	0.88	0.94	0.91	0.55	0.87	0.76	0.64	0.68	0.69 ± 0.06
Th	0.39	0.34	0.37	0.60	0.14	0.56	0.69	0.56	0.61 ± 0.07
U	1.87	1.72	1.80	0.58	0.75	1.15	1.23	1.09	1.15 ± 0.07

Примечания. Прочерк – нет данных. СО – стандартное отклонение.

Рис. 3.

Нормированное к PAAS распределение редких и рассеянных элементов в валовых пробах сопочного ила грязевых вулканов Северо-Западного Кавказа. Грязевые вулканы: а – Шуго; б – Миска; в – Семигорский; г – Гефест (Гнилая); д – Школьный и Тиздар (Синяя Балка); е – Разнокольский и Булганак (Керченский п-ов).

При нормировании на PAAS можно видеть несколько особенностей спектров распределения РЗЭ в продуктах грязевого вулканизма. В большинстве случаев спектры лантаноидов в последних близки к распределению их в среднем постархейском австралийском глинистом сланце, характеризуясь весьма небольшой положительной Eu аномалией (рис. 4). При этом в некоторых образцах присутствуют отрицательные Ce аномалии (в сопочном иле грязевых вулканов Шуго и Разнокольский значения Ce/Ce* равны и составляют 0.71), наблюдается дефицит ЛРЗЭ (грязевой вулкан Семигорский, (La/Yb)_PAAS = 0.46–0.70) или ТРЗЭ (грязевой вулкан Булганак, (La/Yb)_PAAS – от 1.30 до 1.55). Глины майкопа сопоставимы с PAAS по характеру распределения лантаноидов.

Рис. 4.

Нормированное к PAAS распределение редкоземельных элементов в валовых пробах продуктов грязевого вулканизма Северо-Западного Кавказа.

Распределение элементов относительно среднемайкопских глин

Сопоставление средних концентраций редких и рассеянных элементов в продуктах грязевого вулканизма и в среднемайкопских глинах, по (Sokol et al., 2018), показывает, что подавляющее большинство элементов присутствует и в сопочном иле и в глинах в сопоставимых количествах (0.5–1.5 × глины среднего майкопа) (рис. 5). Исключениями являются для грязевого вулкана Тиздар (Синяя Балка) Cu (=0.40 × глины среднего майкопа) и Sr (=1.73 × глины среднего майкопа). В сопочном иле вулкана Шуго средние содержания ≤0.50 × глины среднего майкопа присущи Sc, Cr и Ni, а содержаниями выше 0.50 × глины среднего майкопа характеризуются Sr, Cs и Ba. Примерно такое же распределение редких и рассеянных элементов характерно для продуктов грязевого вулкана Гефест (Гнилая). В сопочном иле грязевого вулкана Миска средние содержания Mo и U превышают их содержания в глинах среднего майкопа соответственно в 3.68 и 1.55 раза, тогда как параметр La_{среднее} равен всего 0.44 × глины среднего майкопа. Сопочный ил вулкана Семигорский обладает повышенными против среднемайкопских глин средними концентрациями Sr, Mo, Ba и U; ни для одного из других, рассматриваемых нами в этом разделе элементов, не характерны при этом средние содержания ≤0.50 × глины среднего майкопа. Продукты грязевого вулкана Школьный выделяются весьма высокими средними концентрациями Mo (порядка 13 × глины среднего майкопа), тогда как среднее содержание La, Ce и Nd в них составляет менее половины от концентраций названных элементов в глинах среднего майкопа. В продуктах грязевого вулканизма вулкана Разнокольский концентрации ниже 0.50 × глины среднего майкопа присущи существенно большему числу элементов (Sc, Ni, Cu, Sr, Y, всем лантаноидам, а также Th); только концентрация Мо здесь, как и в сопочном иле вулкана Школьный, составляет более 10 × глины среднего майкопа. Не отличается существенно от приведенных выше примеров и сопочный ил грязевого вулкана Булганак, в котором в повышенных относительно глин среднего майкопа концентрациях присутствуют Cs и U, а пониженные свойственны Yb и Lu.

Рис. 5.

Распределение редких и рассеянных элементов в валовых пробах продуктов грязевого вулканизма Северо-Западного Кавказа, нормированное к их содержанию в среднемайкопских глинах. Грязевые вулканы: а – Шуго; б – Миска; в – Семигорский; г – Гефест (Гнилая); д – Школьный и Тиздар; е – Разнокольский и Булганак (Керченский п-ов).

Нормирование РЗЭ в продуктах грязевого вулканизма на содержание их в среднемайкопских глинах показывает, что в большинстве случаев в них присутствует несколько меньше легких и несколько больше средних лантаноидов. Так, для вулкана Шуго параметр (La/Sm)_{PAASсреднее} равен 0.99 ± 0.05, для вулкана Семигорского – 0.94 ± 0.23, для вулкана Гефест (Гнилая) – 0.87 ± 0.16; соответственно значения (Gd/Yb)_{PAASсреднее} для тех же грязевых вулканов составляют 1.04 ± 0.06, 1.28 ± 0.18 и 1.23 ± 0.23.

ГЕОХИМИЧЕСКИЕ ОСОБЕННОСТИ ПЕЛИТОВОЙ/ТОНКОЙ ФРАКЦИИ СОПОЧНОГО ИЛА

Распределение элементов относительно PAAS

Нормирование приведенных в публикациях (Лаврушин, 2012; Sokol et al., 2018) содержаний широкого спектра редких и рассеянных элементов в пелитовой/тонкой/глинистой фракции продуктов грязевого вулканизма Таманского полуострова на их содержание в PAAS позволяет обнаружить, что для подавляющего большинства грязевых вулканов присущи заметно повышенные концентрации Mo (от 2.70 до 13.00 PAAS, исключение – пелитовые фракции продуктов грязевых вулканов Семигорского, Гладковского, Шуго и Тиздар (Синяя Балка) и Bi (от 1.60 до 5.20 PAAS, исключение – грязевой вулкан Карабетовский) (табл. 4). Для Rb и Th в большинстве проб пелитовых фракций характерны концентрации менее 0.50 PAAS. Исключениями в первом случае являются продукты грязевых вулканов Гладковский, Бугазский, Кучугурский, Гефест (Гнилая) и Голубицкий, а во втором – пелитовая фракция вулканов Гладковский, Кучугурский, Западные Цимбалы, Гефест (Гнилая), Тиздар (Синяя Балка) и Голубицкий. Примерно в половине образцов ниже, чем 0.50 PAAS, концентрации легких лантаноидов. Это же свойственно Y и ряду ТРЗЭ. Концентрации остальных элементов в основном находятся в интервале значений 0.50 < PAAS < 1.50 (рис. 6).

Таблица 4.  

Содержание редких и рассеянных элементов в пелитовой фракции продуктов грязевого вулканизма Северо-Западного Кавказа (Лаврушин, 2012), нормированное на их содержание в PAAS

Элемент	Владисла- вовский	Солдатско- Слободской	Семигорский	Гладковский	Шуго	Черноморское пекло	Карабетовский	Бугазский	Поливадина	Шапурский	Южно- Нефтяной	Ахтанизовский	Западные Цимбалы	Восточные Цимбалы	Фонталовский	Кучугурский	Гефест (Гнилая)	Тиздар (Синяя Балка)	Миска	Голубицкий
Li	1.41	1.01	1.36	2.24	3.49	1.24	0.75	1.84	1.13	1.43	1.47	1.49	0.95	1.25	1.12	1.47	1.44	1.43	1.33	1.19
Sc			0.71	1.25	0.76	0.64	0.23	1.26	0.96	1.27	1.05	1.13	1.01	1.14	0.53	1.64	1.58	1.18	1.43	1.30
V	1.11	1.02		0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00	0.00
Cr	1.14	1.03	0.82	2.01	0.81	0.85	0.83	1.41	0.78	0.76	1.43	0.71	0.76	1.40	0.78	1.85	1.71	0.80	1.42	1.81
Co	1.45	1.51	0.39	0.74	0.43	0.52	0.13	0.74	0.57	0.83	0.78	0.78	0.52	0.78	0.61	0.83	1.09	0.61	0.78	0.57
Ni	1.34	1.51	0.64	1.18	0.76	0.58	0.29	0.80	0.76	0.96	0.98	1.09	0.87	0.98	0.69	0.96	1.16	0.78	0.93	1.15
Cu	0.68	0.79	1.24	0.50	0.74	0.98	0.40	0.66	0.72	0.94	1.18	0.60	0.98	0.78	0.90	0.66	0.94	0.56	1.00	0.66
Zn	1.60	1.52	0.66	1.02	0.96	0.92	0.00	2.04	1.18	1.45	1.06	1.34	1.42	1.09	1.04	1.54	1.87	1.07	1.53	1.67
Ga	–	–	0.99	1.62	1.23	0.48	0.18	1.03	0.77	1.02	1.00	1.01	0.78	1.00	0.38	1.39	1.20	0.81	1.23	1.25
Rb	1.26	1.09	0.39	1.32	0.48	0.27	0.11	0.45	0.43	0.36	0.18	0.34	0.48	0.34	0.24	0.58	0.53	0.44	0.37	0.54
Sr	1.05	0.89	1.51	1.28	1.51	0.95	0.53	1.00	0.94	0.56	0.97	0.60	0.99	1.03	3.32	0.68	0.80	1.05	0.71	0.78
Y	–	–	0.44	0.70	0.45	0.50	0.19	0.89	0.57	0.64	–	0.49	0.75	0.53	0.19	0.81	1.01	0.60	0.18	0.73
Zr	–	–	0.57	1.04	0.71	0.37	0.23	0.73	0.52	0.78	0.78	0.74	0.95	0.78	0.33	0.93	0.87	0.64	0.89	0.90
Nb	–	–	0.63	0.97	0.81	0.32	0.18	0.69	0.51	0.73	0.75	0.73	0.76	0.62	0.26	0.95	0.88	0.59	0.79	1.46
Mo	–	–	0.37	0.34	0.39	6.70	2.70	11.60	9.20	3.70	3.50	6.30	9.40	3.30	7.40	4.40	13.00	1.40	3.70	3.60
Sn	–	–	6.58	1.25	1.25	1.13	1.25	1.25	9.20	1.23	1.25	2.90	1.22	1.20	1.25	1.25	1.20	1.23	1.25	1.20
Cs	–	–	0.71	5.73	0.93	0.31	0.11	0.62	0.49	0.55	0.39	0.60	0.53	0.57	0.25	0.78	0.66	0.49	0.63	0.71
Ba	0.47	0.40	1.57	0.78	1.49	0.32	0.16	0.42	0.60	0.93	0.65	0.50	0.54	0.54	1.40	0.56	0.65	0.51	0.53	0.49
La	–	–	0.34	1.13	0.40	0.41	0.31	0.73	0.53	0.58	0.10	0.43	1.04	0.38	0.45	0.67	0.85	0.64	0.19	0.90
Ce	–	–	0.33	1.12	0.28	0.43	0.26	0.69	0.55	0.38	0.14	0.35	0.98	0.35	0.41	0.70	0.80	0.59	0.23	0.77
Pr	–	–	0.49	1.20	0.40	0.50	0.34	0.82	0.62	0.62	0.13	0.66	1.14	0.58	0.49	0.76	0.99	0.70	0.29	0.87
Nd	–	–	0.44	1.00	0.38	0.50	0.32	0.77	0.56	0.62	0.15	0.62	1.09	0.59	0.47	0.68	0.91	0.68	0.27	0.80
Sm	–	–	0.47	0.94	0.45	0.58	0.34	0.88	0.60	0.63	0.16	0.72	0.99	0.68	0.49	0.74	1.08	0.79	0.34	0.81
Eu	–	–	0.74	1.02	0.65	0.65	0.37	1.11	0.74	0.93	0.28	0.83	1.11	0.74	0.65	1.11	1.30	0.83	0.46	1.02
Gd	–	–	0.54	0.92	0.58	0.64	0.41	1.05	0.71	0.88	0.26	0.84	1.16	0.71	0.54	0.90	1.31	0.88	0.45	1.05
Tb	–	–	0.39	0.78	0.52	0.52	0.39	0.90	0.65	0.78	0.26	0.78	1.03	0.78	0.52	0.78	1.16	0.78	0.39	0.78
Dy	–	–	0.41	0.73	0.47	0.49	0.28	0.88	0.56	0.73	0.26	0.62	0.90	0.66	0.41	0.73	1.05	0.62	0.43	0.81
Ho	–	–	0.50	0.91	0.50	0.61	0.30	1.82	1.11	0.71	–	0.51	0.81	0.61	0.30	1.21	1.21	0.61	0.40	1.11
Er	–	–	0.42	0.84	0.53	0.53	0.32	0.91	0.60	0.74	0.32	0.60	0.84	0.74	0.35	0.74	0.98	0.63	0.56	0.81
Tm	–	–	0.49	0.99	0.49	0.49	0.25	0.99	0.74	0.99	0.25	0.74	0.99	0.74	0.49	0.99	0.99	0.74	0.74	0.99
Yb	–	–	0.60	1.13	0.67	0.53	0.36	1.06	0.67	0.92	0.43	0.67	0.99	0.74	0.43	0.92	1.10	0.71	0.71	0.99
Lu	–	–	0.74	1.23	0.74	0.49	0.49	0.99	0.74	0.99	0.49	0.74	0.99	0.74	0.49	1.23	1.23	0.74	0.74	0.99
Hf	–	–	0.80	1.54	1.08	0.60	0.26	1.18	1.38	1.12	1.06	0.98	1.06	1.00	0.27	1.46	1.44	0.98	1.18	1.38
Pb	–	–	0.75	1.10	0.66	1.04	0.61	0.61	0.56	1.07	0.73	0.68	1.34	0.75	1.46	0.76	0.71	1.08	0.64	0.68
Bi	–	–	1.60	2.80	1.60	1.60	0.80	2.00	2.00	2.00	2.00	3.60	5.20	2.80	2.80	2.40	3.20	3.60	2.40	3.60
Th	–	–	0.32	0.75	0.35	0.30	0.21	0.49	0.39	0.38	0.15	0.38	0.69	0.37	0.32	0.52	0.64	0.51	0.23	0.57
U	–	–	0.42	1.19	0.35	0.94	0.42	0.71	1.23	0.48	0.29	0.55	1.26	0.52	0.68	1.23	1.13	0.52	0.87	0.90

Примечания. Прочерк – нет данных.

Рис. 6.

Нормированное к PAAS распределение редких и рассеянных элементов в пелитовой фракции продуктов грязевого вулканизма Северо-Западного Кавказа.

Представленные на рис. 7 графики распределения нормированных на PAAS лантаноидов в пелитовой фракции ряда грязевых вулканов Северо-Западного Кавказа позволяют видеть, что большинство проб из коллекции В.Ю. Лаврушина достаточно близки к PAAS, но некоторые из них обладают и рядом специфических черт. Так, для пелитовой фракции грязевых вулканов Бугазский, Полевадина, Кучугурский и Голубицкий характерны положительные аномалии Ho (Ho/Ho* от 1.37 до 2.03)²², тогда как пелитовая фракция вулкана Южно-Нефтяной обладает отрицательной гольмиевой аномалией (0.64). Деплетирование ЛРЗЭ свойственно пелитовым фракциям продуктов грязевых вулканов Миска, Южно-Нефтяной, Черноморское пекло, Карабетовский, Семигорский и некоторых других. Выраженными отрицательными цериевыми аномалиями характеризуются пелитовые фракции вулканов Ахтанизовский, Семигорский, Восточные Цимбалы, Шуго, Карабетовский, Шапурский и ряда других, а для пелитовой фракции грязевого вулкана Южно-Нефтяной наблюдается положительная аномалия Ce (1.23). Нам представляется, что большинство из перечисленных выше черт нормированных на PAAS спектров распределения лантаноидов в пелитовых фракциях обусловлено вариациями состава исходных для продуктов грязевого вулканизма субстратов.

Рис. 7.

Нормированное к PAAS распределение редкоземельных элементов в пелитовой фракции продуктов грязевого вулканизма Северо-Западного Кавказа.

Распределение элементов относительно верхнемайкопских глин

Пелитовая фракция продуктов подавляющего большинства грязевых вулканов Северо-Западного Кавказа обогащена относительно верхнемайкопских глин Sr (1.50–7.38 × глины верхнего майкопа, исключение – грязевые вулканы Карабетовский, Шапурский и Ахтанизовский), Nb (1.50–3.00, исключение – продукты грязевых вулканов Семигорский, Черноморское пекло, Поливадина, Бугазский, Фонталовский, Восточные Цимбалы и Тиздар (Синяя Балка). Пелитовая фракция вулкана Карабетовский содержит Nb в количестве 0.38 × верхний майкоп) и Mo (2.12–17.58, исключение – грязевые вулканы Семигорский, Гладковский и Шуго). Несколько меньше, чем в половине пелитовых фракций в количестве >1.50 × глины верхнего майкопа присутствует Ba (рис. 8). Это же свойственно ряду ТРЗЭ. Примерно половина пелитовых фракций содержит меньше, чем 0.50 × глины верхнего майкопа таких элементов как Th и U. Наиболее близки по характеру распределения широкого спектра редких и рассеянных элементов к глинам верхнего майкопа пелитовые фракции продуктов грязевых вулканов Шуго, Поливадина, Ахтанизовский, Восточные Цимбалы и Тиздар (Синяя Балка).

Рис. 8.

Распределение редких и рассеянных элементов в пелитовой фракции продуктов грязевого вулканизма Северо-Западного Кавказа, нормированное на содержание их в глинах верхнего майкопа.

ОБСУЖДЕНИЕ И ВЫВОДЫ

Положение грязевых вулканов Северо-Западного Кавказа относительно Большого Кавказа, Черного и Азовского морей с учетом оценок относительных глубин заложения грязевулканических резервуаров позволили В.Ю. Лаврушину (2012) разделить исследованные постройки на несколько групп. К первой (южной) были отнесены вулканы Гладковский, Семигорский и Шуго. Вторую (юго-западную) группу составили вулканы черноморского побережья Таманского полуострова – Карабетовский, Черноморское пекло, Бугазский, Поливадина и Шапурский. Третья (центральная) группа объединяет вулканы центральной части Тамани – Ахтанизовский, Южно- и Северо-Нефтяные, Цимбалы и Фонталовский. Четвертая (северная) группа объединяет вулканы вблизи побережья Азовского моря – Кучугурский, Тиздар (Синяя Балка), Миска и Гефест (Гнилая). Сравнение ряда геохимических особенностей пелитовых фракций продуктов грязевого вулканизма перечисленных групп выявило достаточно сложную картину распределения в них редких и рассеянных элементов. Например, содержание Be, Al, Sc, Ti, Rb, Zr, Nd, и РЗЭ, а также Tl и Th достигает максимальных значений как в южной, так и в самой северной группе грязевых вулканов.

Предполагается, что химический состав глинистого материала определяется положением мест отбора образцов относительно главных структурных элементов и контролируется спецификой состава источников сноса вещества. Для Индоло-Кубанского бассейна седиментации такими источниками, очевидно, являлись осадочно-метаморфические комплексы палеозоя и мезозоя Большого Кавказа и Восточно-Европейской платформы. Для Куринско-Алазанского бассейна наряду с древним, достаточно геохимически зрелым, осадочным материалом (источники – Большой и Малый Кавказ), существенную роль играли также палеоген-четвертичные вулканиты Большого и Малого Кавказа (Лаврушин, 2012).

Проведенные нами исследования показали, что наиболее близки к PAAS по средним содержаниям большинства редких и рассеянных элементов продукты грязевых вулканов Семигорский и Тиздар (Синяя Балка). Для многих валовых проб присуще обеднение относительно PAAS широким спектром элементов-примесей. Весьма значительные вариации средних содержаний присущи Mo (от 0.68 до 13.14 PAAS). В соответствии с (Скляров, 2001), молибден является характерным элементом кислых магматических пород; возможно, однако, что обогащение продуктов грязевого вулканизма Мо может быть связано с исходными восстановительными или близкими к ним обстановками формирования осадочных пород ряда уровней разреза, дренируемого каналами грязевых вулканов, но так это на самом деле или нет требует дополнительных исследований. В среднемайкопских глинах и в продуктах грязевых вулканов (валовые пробы) подавляющее большинство элементов присутствует в сопоставимых количествах (0.50–1.50 × глины среднего майкопа). Существенные вариации средних содержаний Mo наблюдаются и в этом случае. По сравнению с верхнемайкопскими глинами в большинстве исследованных нами валовых проб в заметно повышенных средних концентрациях присутствуют Mo, Sr, Y, Nb и Ba, однако многие элементы-примеси, напротив, содержатся в заметно меньших концентрациях, чем в верхнемайкопских глинах. Распределение РЗЭ в валовых пробах сопочного ила принципиально не отличается от того, что присуще PAAS, хотя в ряде случаев есть и специфические особенности (небольшие отрицательные цериевые аномалии, дефицит ЛРЗЭ или ТРЗЭ).

Пелитовые фракции продуктов грязевого вулканизма также сопоставимы с PAAS по значительному числу редких и рассеянных элементов; для ряда грязевых вулканов свойственны высокие содержания Mo и Bi, тогда как концентрации Rb и Th заметно ниже, чем в PAAS. По сравнению со среднемайкопскими глинами пелитовые фракции в большинстве случаев обогащены Mo и Cs, но деплетированы легкими лантаноидами. Ряд элементов (Co, Rb, Nb, Ba, Hf и U) характеризуются заметным разбросом концентраций. Относительно верхнемайкопских глин пелитовые фракции обогащены Sr, Nb и Mo. Многие пелитовые фракции демонстрируют обеднение Th и U, а иногда и ТРЗЭ. Несмотря на это, около трети пелитовых фракций (грязевые вулканы Шуго, Поливадина, Ахтанизовский и др.), данные о распределении редких и рассеянных элементов в которых приведены в работе (Лаврушин, 2012), близки по своим микроэлементным характеристикам к глинам верхнего майкопа. Распределение РЗЭ в пелитовых фракциях достаточно близко к PAAS, хотя в некоторых случаях можно видеть положительные и отрицательные аномалии Ho и Се, а также деплетирование ЛРЗЭ.

Сопоставление содержаний редких и рассеянных элементов в валовых пробах сопочного ила грязевых вулканов Семигорский, Шуго и Миска (наши данные) и их пелитовых фракциях (данные В.Ю. Лаврушина) показало следующее (рис. 9). В пелитовой фракции грязевого вулкана Семигорский содержание Li больше (это же свойственно и грязевому вулкану Шуго), чем в валовых пробах, а содержания Co, Mo, Th и U в той или иной степени меньше. Для грязевого вулкана Миска характерен более широкий разброс содержаний редких и рассеянных элементов. Так, в пелитовой фракции содержания таких элементов, как Li, Sc, Cr, Zn, Zr, Cs, Tm, Yb, Lu, Hf, Bi, несколько выше, чем в валовых пробах, а – Y, La…Ho, Pb, Th и U несколько ниже. Содержания остальных элементов и в валовых пробах и в их пелитовой фракции сопоставимы. Таким образом, приведенные выше данные позволяют считать, что в составе продуктов грязевого вулканизма Северо-Западного Кавказа доля геохимически зрелого материала достаточно велика.

Рис. 9.

Распределение нормированных к PAAS содержаний редких и рассеянных элементов в валовых пробах сопочного ила грязевых вулканов Семигорский (а), Шуго (б) и Миска (в) (наши данные) и их пелитовых фракциях, по данным (Лаврушин, 2012).

Как мы уже отмечали, данных о распределении в продуктах грязевого вулканизма редких и рассеянных элементов в отечественной литературе весьма немного. Однако, такая же ситуация свойственна и публикациям зарубежным³³. Нам удалось обнаружить всего несколько работ, в которых приведены полученные современными методами (ICP-MS и РФА) содержания ряда редких и рассеянных элементов в сопочных илах грязевых вулканов Джунгарского бассейна, Северо-Западный Китай) (Nakada et al., 2011; Wan et al., 2015) и Андаманских островов (Vignesh et al., 2016). Сопоставление этих данных с аналогичными материалами по Северо-Западному Кавказу приведено ниже и проиллюстрировано на рис. 10. Есть в литературе также сведения о распределении редких и рассеянных элементов в продуктах грязевых вулканов о-ва Сахалин (Shakirov et al., 2018 и др.), Восточного Средиземноморья (Talas et al., 2015), Северо-Марокканской атлантической окраине (Кадисский залив) (Mhammedi et al., 2008) и ряде других регионов; они также кратко проанализированы ниже.

Рис. 10.

Нормированное к PAAS распределение редких и рассеянных элементов в валовых пробах продуктов грязевого вулканизма Северо-Западного Кавказа, Джунгарского бассейна и Андаманских островов.

Джунгарский бассейн рассматривается как результат наложения в течение позднего палеозоя–среднего кайнозоя форландового бассейна на бассейн надрифтовой впадины, и в этом отношении, можно думать, что он в какой-то мере сходен с Индоло-Кубанским предгорным бассейном Северо-Западного Кавказа. Мощность его осадочного выполнения достигает 14 000–16 000 м (Wan et al., 2015). Грязевые вулканы тяготеют к южной границе этого бассейна (районы Baiyanggou и Aiqigou). По сведениям, приведенным в работе (Wan et al., 2015), состав продуктов грязевых вулканов здесь достаточно дифференцирован: в одних грязевых вулканах в составе сопочных илов преобладают продукты разрушения кислых магматических образований, тогда как другие демонстрируют смешение продуктов разрушения пород кислого и основного состава, имевших, предположительно, островодужную и активноокраинную природу. Примерно в половине из 18 проб сопочных илов, аналитические данные для которых приведены в (Wan et al., 2015), содержания таких элементов, как Sc, Nb и Cs составляют меньше, чем 0.50 PAAS. Примерно в половине проб содержание Sr выше 1.50 PAAS, тогда как в подавляющем большинстве из них содержания остальных редких и рассеянных элементов находятся в пределах 0.50 < PAAS < 1.50. К сожалению, данные о содержании Mo в пробах сопочного ила грязевых вулканов Джунгарского бассейна в работе (Wan et al., 2015) отсутствуют. В более ранней публикации (Nakada et al., 2011) также приведены данные о содержании редких и рассеянных элементов в 8 пробах сопочных илов грязевых вулканов указанного бассейна. Нормирование этих данных на PAAS показывает, что в подавляющем большинстве случаев содержания элементов-примесей в продуктах грязевых вулканов сопоставимы с PAAS, и только примерно в половине проб содержание Sr варьирует от 1.92 до 2.72 PAAS. Таким образом, в составе продуктов грязевого вулканизма Джунгарского бассейна достаточно велика доля геохимически зрелого материала, значительная часть которого заимствована, по всей видимости, из многократно рециклированных осадочных толщ.

На Андаманских островах, входящих в состав островной дуги Санда, грязевые вулканы расположены в пределах аккреционной призмы и приурочены к системам мелких надвигов, по которым сопочные брекчии и илы, а также другие продукты грязевого вулканизма (считается, что в существенной части это материал с погружающейся в зону субдукции океанической плиты) выжимаются на дневную поверхность (Vignesh et al., 2016). На диаграммах SiO₂–K₂O/Na₂O (Roser, Korsch, 1986), (${\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}}_{{\text{3}}}^{*}$ + MgO)–TiO₂ (Bhatia, 1983), а также Sc–Th–Zr/10 и Co–Th–Zr/10 (Bhatia, Crook, 1986), дающих возможность в той или иной мере судить о палеогеодинамической природе собственно осадочных образований или их протолита, фигуративные точки продуктов этих грязевых вулканов в основном локализованы в областях составов осадков океанических и приконтинентальных островных дуг. Примерно такое же положение они занимают и на модифицированной диаграмме lg(SiO₂/Al₂O₃)–lg(Fe₂O_3общ/K₂O) (Herron, 1988). Выполненное нами нормирование приведенных в публикации (Vignesh et al., 2016) содержаний редких и рассеянных элементов в продуктах грязевых вулканов Андаманских островов на их содержание в PAAS показывает, что в подавляющем большинстве из 15 проб концентрации Co и Ni (элементы, типичные, по (Скляров, 2001), для ультраосновных пород) заметно выше, а Cr (типичный элемент для ультраосновных пород) и Sc (типичный для основных магматических пород элемент) несколько выше, чем в PAAS. Содержание Mo – элемента, характерного для кислых магматических пород, почти во всех пробах составляет около 2.00 PAAS. Напротив, такие элементы как Rb, Sn, Cs, Ba, La и Th (это преимущественно элементы, характерные для кислых магматических пород) присутствуют в большинстве проанализированных авторами работы (Vignesh et al., 2016) проб в концентрациях <0.50 PAAS. Все сказанное позволяет считать, что в составе продуктов грязевого вулканизма на Андаманских островах присутствует существенная доля незрелого в геохимическом отношении материала.

Выполненное в работе (Shakirov et al., 2018) нормирование содержаний редких и рассеянных элементов в продуктах извержений грязевых вулканов о-ва Сахалин (Южно-Сахалинский и Пугачевский) на их концентрации в глинистых породах, по (Виноградов, 1962; Григорьев, 2002), показало следующее. В сопочных брекчиях (темно-серый жидкий алеврито-пелитовый осадок, содержащий небольшое количество песка) Южно-Сахалинского грязевого вулкана содержания большинства малых элементов отвечают интервалу 0.8–1.2 от средних содержаний, т.е. принципиально не отличаются от средних содержаний для глинистых пород. Концентрации Na, Li, Zn и Sn в них выше средних в 1.4–5.2 раз. В то же время содержания Mn, Ca, Zr, Mo, Cd, Hf и U составляют менее половины от средних содержаний. Примерна такая же ситуация свойственна сопочным брекчиям грязевого вулкана Пугачевский. Повышенные против средних содержания Na и Li в продуктах грязевых вулканов рассматриваются авторами статьи (Shakirov et al., 2018) как следствие влияния на сопочные брекчии эндогенных флюидов. Выполненное нами нормирование содержаний редких и рассеянных элементов в продуктах названных грязевых вулканов на их содержание в PAAS показало, что подавляющее большинство из них характеризуются концентрациями от 0.50 до 1.50 PAAS. Содержание Cr, Zr, Nb и Mo (а в сопочных брекчиях Пугачевского грязевого вулкана и Hf) практически во всех пробах составляет менее 0.50 PAAS, тогда как концентрация Sn варьирует от 1.60 до 3.75 PAAS.

Ранее (Астахов и др., 2002; Сорочинская и др., 2008) было показано, что содержание ряда химических элементов в грязевых брекчиях Южно-Сахалинского и Пугачевского вулканов с течением времени меняется. Авторами работы (Сорочинская и др., 2008) также выполнено сравнение некоторых характеристик отдельных грифонов в активном и пассивном состоянии. Это позволило установить, что во время активных фаз грифонов Ю-9 и Ю-10 Южно-Сахалинского грязевого вулкана содержание многих элементов (таких как Fe, Na, Mg, Mn, Sc, Rb, As, V, Cr, Co, Ni, Zn, Zr, Y, Sn, Cs, W и Pb) снижается, а концентрация Ba, Li и Na возрастает. При активизации грифона Ю-10 того же вулкана происходит падение суммарного содержания РЗЭ. Наиболее ярко выраженное снижение концентраций при этом наблюдается для легких РЗЭ (La и Ce), а величина ЛРЗЭ/ТРЗЭ на стадии активизации снижается с 4.89 до 3.91. Значение Eu/Eu* при этом также снижается (для грифона Ю-9 с 0.62 до 0.59, для грифона Ю-10 с 0.64 до 0.62) (Shakirov et al., 2018).

В Восточном Средиземноморье (район подводных гор Anaximander, расположенных к югу от побережья Турции западнее Кипра) известно несколько грязевых вулканов (Thessaloniki, Athina, Amsterdam и др.) (Ten Veen et al., 2004; Lykousis et al., 2009; Talas et al., 2015 и др.). По данным, приведенным в работе (Talas et al., 2015), коэффициенты концентрации большинства редких и рассеянных элементов в продуктах грязевых вулканов этого региона существенно не отличаются от концентраций их в верхней земной коре: практически отсутствует какое-либо обогащение продуктов грязевого вулканизма такими элементами как Hg, K, La, Sb и Ti⁴⁴, небольшое обогащение свойственно B, Ga, Sc, Th, Tl и V. Умеренное обогащение наблюдается для Ba, Cd, Fe и Zn. Такие элементы как As, Co, Cr, Cu, Na, P, Pb и Se характеризуются довольно выраженными коэффициентами концентрации, это же свойственно для Mg, Mn, Mo, Ni, S и Se. Существенные коэффициенты концентрации наблюдаются для Mo, Ni, S и Sr.

В Кадисском заливе грязевые вулканы приурочены к его мелководной восточной части. В публикации (Mhammedi et al., 2008) приведены сведения о содержании достаточно ограниченного ряда элементов-примесей в кернах донных осадков, отобранных гравитационными трубками. На основании их можно заключить, что концентрации таких малых элементов как V, Cr, Co, Ni, Cu, Zn, Mo, Pb и U в приповерхностных донных отложениях (фракция менее 63 мкм) грязевых вулканов Ginsburg и Meknes в большинстве случаев меньше, чем 0.55–0.76 PAAS.

Фигуративные точки продуктов грязевого вулканизма Северо-Западного Кавказа (валовые пробы, наши данные) и пелитовых фракций (Лаврушин, 2012) были нанесены нами на различные дискриминантные диаграммы, позволяющие судить о вкладе в их составе продуктов разрушения магматических пород кислого и основного состава и детализировать выводы, полученные при сопоставлении валовых химических составов сопочных илов с PAAS. На диаграмме La/Sc–Th/Co (Taylor, McLennan, 1985) подавляющее большинство точек тяготеет к области значений и La/Sc и Th/Co, характерной для продуктов разрушения пород кислого состава (рис. 11а), но распределение их в указанной области позволяет предполагать определенные различия доли таких продуктов в сопочном иле разных грязевых вулканов. Например, очевидно, что в образцах такового, отобранных на вулканах Разнокольском, Гефест (Гнилая) и Миска, доля “кислого компонента” должна быть заметно меньше, чем в сопочном иле грязевого вулкана Шуго.

Рис. 11.

Положение фигуративных точек состава валовых проб сопочного ила Северо-Западного Кавказа на различных дискриминантных диаграммах. 1–8 – пробы грязевых вулканов: 1 – Шуго; 2 – Миска; 3 – Семигорский; 4 – Гефест (Гнилая); 5 – Школьный; 6 – Тиздар (Синяя Балка); 7 – Разнокольский; 8 – Булганак (Керченский полуостров); 9 – PAAS; 10 – глинистые породы среднего майкопа; 11 – то же, верхнего майкопа; 12 – известково-щелочные базальты мезозоя и кайнозоя (Condie, 1993); 13 – кислые вулканиты мезозоя и кайнозоя (Condie, 1993).

Это предположение с той или иной долей успеха подтверждается и распределением фигуративных точек состава валовых проб сопочного ила на диаграммах Cr/Th–Th/Sc (Condie, Wronkiewicz, 1990; Bracciali et al., 2007) (см. рис. 11б) и Sc–Th/Sc (Fedo et al., 1997 и др.) (рис. 11в). Так, в сопочном иле вулканов Миска, Разнокольский, Гефест (Гнилая), Семигорский и Булганак, доля продуктов разрушения пород основного состава очевидно заметно выше, чем в сопочном иле вулкана Шуго. Из сказанного можно сделать вывод о геохимической гетерогенности грязевулканических очагов, питающих вулканы.

Интересно отметить, что на диаграмме (Y/Ho)_PAAS–(Ce/Ce*)_PAAS⁵⁵ (Bau et al., 2014) точки исследованных нами образцов в основном тяготеют к полю составов, характерных для гидротермальных Fe–Mn отложений (рис. 11г). Данный вывод требует, однако, верификации. Для этого мы нанесли точки составов изученных нами образцов на диаграмму Ce/La–Zr/Y (Деков, 1994; Морозов, 2000), где все они попали в область “обычных” терригенных и туфогенных осадков окраин континентов.

Подавляющее большинство фигуративных точек состава пелитовых фракций продуктов извержения грязевых вулканов Северо-Западного Кавказа на диаграмме La/Sc–Th/Co сосредоточено в области значений, характерных, по представлениям (Taylor, McLennan, 1985), для продуктов разрушения магматических пород кислого состава (рис. 12а). В этой же области, как указано выше, локализованы точки PAAS, а также средние точки состава средне- и верхнемайкопских глин. Точки пелитовой фракции продуктов извержений грязевых вулканов Южно-Нефтяной и Миска расположены вне указанной области и тяготеют, хотя и не попадают в нее, к области значений La/Sc и Th/Co, свойственных продуктам разрушения пород основного состава.

Рис. 12.

Положение фигуративных точек состава пелитовых фракций продуктов грязевого вулканизма Северо-Западного Кавказа на различных дискриминантных диаграммах. Грязевые вулканы: 1 – Семигорский; 2 – Гладковский; 3 – Шуго; 4 – Черноморское пекло; 5 – Карабетовский; 6 – Бугазский; 7 – Поливадина; 8 – Шапурский; 9 – Южно-Нефтяной; 10 – Ахтанизовский; 11 – Западные Цимбалы; 12 – Восточные Цимбалы; 13 – Фонталовский; 14 – Кучугурский; 15 – Гефест (Гнилая); 16 – Тиздар (Синяя Балка); 17 – Миска; 18 – Голубицкий; 19 – PAAS; 20 – глинистые породы среднего майкопа; 21 – глинистые породы верхнего майкопа; 22 – известково-щелочные базальты мезозоя и кайнозоя (Condie, 1993); 23 – кислые вулканиты мезозоя и кайнозоя (Condie, 1993). ООД – океанические островные дуги; КОД – приконтинентальные островные дуги; ПКО – пассивные континентальные окраины; АКО – активные континентальные окраины.

Сходное распределение характерно для них и на диаграмме Cr/Th–Th/Sc (рис. 12б). Исходя из положения точки пелитовой фракции грязевого вулкана Южно-Нефтяной на указанном графике, можно предполагать, что в ее составе присутствует порядка 80% материала, образованного при разрушении основных магматических пород. Несколько меньше указанного материала (~70%), по всей видимости, в составе пелитовой фракции продуктов извержений вулкана Миска. Интересно отметить, что практически такое же, как и пелитовая фракция вулкана Миска, положение на рассматриваемой диаграмме занимает референтная точка состава известково-щелочных базальтов мезозойско-кайнозойского возраста, по (Condie, 1993). Точки пелитовых фракций большинства других грязевых вулканов Северо-Западного Кавказа тяготеют к участку линии смешения продуктов разрушения пород кислого и основного состава, отвечающему соотношению последних от 35 : 65 до 50 : 50. Несколько меньше (~25%) продуктов разрушения “основного компонента” в пелитовой фракции грязевого вулкана Западные Цимбалы, а точка пелитовой фракции грязевого вулкана Карабетовский вообще не попадает на линию смешения. Точки средне- и верхнемайкопских глин на графике Cr/Th–Th/Sc несколько обособлены от основной массы точек состава пелитовой фракции. Наиболее близки к ним по величинам и Cr/Th и Th/Sc пелитовые фракции продуктов грязевых вулканов Гладковский и Фонталовский.

На диаграмме (Y/Ho)_PAAS–(Ce/Ce*)_PAAS примерно половина точек пелитовых фракций расположена в области составов, характерных для гидротермальных Fe-Mn отложений, а точки пелитовых фракций грязевых вулканов Гладковский, Западные Цимбалы, Голубицкий, Кучугурский, Бугазский, Поливадина, Карабетовский и Фонталовский вне ее (рис. 12в). В то же время на диаграмме Ce/La–Zr/Y практически все точки пелитовых фракций грязевых вулканов локализованы в области “обычных” терригенных и туфогенных осадков окраин континентов. Это дает основание считать, что в пелитовых фракциях грязевых вулканов Северо-Западного Кавказа примесь продуктов гидротермальных эксгаляций отсутствует.

Сравнение особенностей распределения фигуративных точек состава продуктов грязевого вулканизма Северо-Западного Кавказа, Джунгарского бассейна и Андаманских островов на диаграммах La/Sc–Th/Co и Cr/Th–Th/Sc (рис. 13а, 13б) позволяет видеть, что в составе последних действительно велика (до 40%?) доля геохимически незрелых компонентов, возможно, продуктов разрушения, в том числе и основных магматических пород. На диаграмме Co–Th–Zr/10 точки составов проб продуктов грязевых вулканов этого региона в основном тяготеют к области составов пород океанических островных дуг (рис. 13в). Продукты грязевого вулканизма Джунгарского бассейна представлены заметно геохимически более зрелым материалом, в составе которого велика доля продуктов разрушения неоднократно переотложенных осадочных образований и, вероятно, кислых магматических пород (в сумме таких компонентов может быть более 80%). Распределение точек состава сопочных илов Северо-Западного Кавказа на диаграммах La/Sc–Th/Co и Cr/Th–Th/Sc демонстрирует существенно более широкий спектр составов, примерно соответствующий линии смешения продуктов разрушения “кислого” и “основного”⁶⁶ компонентов в соотношении от почти 100 : 1 до 50 : 50. На диаграмме Co–Th–Zr/10 фигуративные точки проб джунгарских грязевых вулканов расположены в основном в области составов приконтинентальных/зрелых вулканических дуг, тогда как точки состава сопочных илов грязевых вулканов Индоло-Кубанского прогиба можно видеть в областях как зрелых, так и юных вулканических дуг, а также активных континентальных окраин. Это, на наш взгляд, соответствует реальной геологической ситуации, а именно – приуроченности грязевых вулканов Северо-Западного Кавказа к Индоло-Кубанскому предгорному прогибу, аккумулировавшему в процессе своего развития продукты размыва самых разных комплексов пород, образованных на разных стадиях формирования горного сооружения Большого Кавказа. К сожалению, на имеющемся у нас материале мы не смогли ответить на вполне правомерный вопрос – существует ли какая-либо связь спектров распределения редких и рассеянных элементов с литологическими особенностями выбросов грязевых вулканов?

Рис. 13.

Распределения фигуративных точек состава продуктов грязевого вулканизма Северо-Западного Кавказа, Джунгарского бассейна и Андаманских островов на диаграммах La/Sc–Th/Co (а), Cr/Th–Th/Sc (б) и Co–Th–Zr/10 (в). Грязевые вулканы: 1 – Джунгарский бассейн; 2 – Андаманские острова; 3 – Северо-Западный Кавказ. Остальные обозначения см. рис. 12.

Приведенные данные, как нам представляется, не подтверждают в полной мере мнение авторов работы (Ершов, Перстнева, 2018) об унификации химического состава сопочных брекчий из различных регионов в процессе прохождения ими каналов грязевых вулканов. Вывод о геохимической гетерогенности состава продуктов грязевых вулканов Северо-Западного Кавказа, напротив, склоняет нас к предположению о заметной латеральной гетерогенности состава питающих вулканы очагов.

Авторы признательны Г.И. Комарову, А.Г. Курилко, В.И. Русанову, Н.Н. Русановой и А.В. Шевченко за помощь в отборе проб, Н.С. Глушковой за выполнение иллюстраций. Завершению работы над рукописью в существенной степени способствовали также советы и замечания рецензентов.

Интерпретация результатов выполнена в рамках госзадания ИО РАН № 0149-2019-0007.