Доклады Российской академии наук. Науки о Земле. T. 510, Номер 1, 2023

  1. На главную
  2. Электронные версии
  3. Доклады Российской академии наук. Науки о Земле
  4. T. 510, № 1, 2023

Доклады Российской академии наук. Науки о Земле, 2023, T. 510, № 1, стр. 30-37

Щелочные воды ультраосновного массива г. Солдатской (Камчатка): химический и изотопный состав, минералогия и 14С-возраст травертинов

Ю. А. Таран 1, Д. П. Савельев 1, *, Г. А. Пальянова 2, член-корреспондент РАН Б. Г. Покровский 3

1 Институт вулканологии и сейсмологии Дальневосточного отделения Российской академии наук
Петропавловск-Камчатский, Россия

2 Институт геологии и минералогии им. В.С. Соболева Сибирского отделения Российской академии наук
Новосибирск, Россия

3 Геологический институт Российской академии наук
Москва, Россия

* E-mail: savelyev@kscnet.ru

Поступила в редакцию 20.12.2022
После доработки 09.01.2023
Принята к публикации 16.01.2023

Полный текст (PDF)

Аннотация

Впервые дано подробное описание источников щелочных вод (рН > 10), обнаруженных в пределах ультраосновного массива г. Солдатской на п-ове Камчатский Мыс (Камчатка). Химический состав вод источников и зависимость отношений и концентраций некоторых компонентов от рН соответствуют участию этих вод в процессе современной серпентинизации ультраосновных пород массива. В воде наиболее щелочных источников (рН 12.3) обнаружен растворенный водород в концентрации примерно 0.6 ммоль/л. Поведение изотопного состава (δ13С и δ18О) карбонатов, осаждающихся из вод этих источников, отличается от известного тренда для “метеогенных” травертинов, связанных с серпентинизацией ультрабазитов. Возраст травертинов, определенный радиоуглеродным методом, близок к современному.

Ключевые слова: щелочные воды, п-ов Камчатский Мыс, ультраосновные породы, серпентинизация, возраст травертинов

Формирование природных вод с рН выше 11 за последние несколько десятилетий, начиная с работы Барнса и др. [1], привлекло внимание многих исследователей из-за широчайшего спектра вопросов, проблем и приложений, которые возникают при изучении этого природного феномена. В большинстве случаев такие воды являются продуктом современной серпентинизации ультраосновных пород. Они известны как на суше в самых разных тектонических обстановках, так и на морском дне – на срединных хребтах или в преддуговых зонах. Научные и прикладные задачи, которые связаны с формированием таких вод, варьируют от происхождения абиогенных углеводородов и жизни, палеоклиматологии, химической эрозии до водородной энергетики и захоронения углекислоты. С обширной литературой, посвященной этим проблемам, можно ознакомиться в ряде обзоров и статей (например, в [2–4]).

Основным химическим процессом, приводящим к серпентинизации ультраосновных пород, может служить обобщенная реакция:

(1)
$\begin{gathered} {{({\text{Mg,F}}{{{\text{e}}}^{{{\text{2 + }}}}})}_{2}}{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{{\text{4}}}} + {{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}} \Rightarrow {\text{M}}{{{\text{g}}}_{{\text{3}}}}{\text{S}}{{{\text{i}}}_{{\text{2}}}}{{{\text{O}}}_{{\text{5}}}}{{\left( {{\text{OH}}} \right)}_{{\text{4}}}} + {\text{F}}{{{\text{e}}}_{{\text{3}}}}{{{\text{O}}}_{{\text{4}}}} + {{{\text{H}}}_{2}} \hfill \\ \;\;\;\;{\text{оливин}}\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\;\,\,\,\,\,\,\,\,\,\,\;{\text{серпентин}}\;\;\,\,\,\;{\text{магнетит}} \hfill \\ \end{gathered} $

На самом деле процесс этот достаточно сложный, многоступенчатый, различные его аспекты подробно рассмотрены в нескольких работах. В работе [5], например, проведено термохимическое моделирование серпентинизации в различных геохимических обстановках в широком интервале температур с участием как пресной, так и морской воды. На суше серпентинизация осуществляется, как правило, с участием грунтовых вод при температуре окружающей среды в закрытых по отношению к атмосфере условиях. Гиперщелочными (термин, принятый в литературе) принято считать воды с рН выше 10. Высокие рН в самом обобщенном виде получаются за счет гидролиза минералов [4]:

(2)
$\begin{gathered} 4{\text{M}}{{{\text{g}}}_{{\text{2}}}}{\text{Si}}{{{\text{O}}}_{4}} + {\text{CaMgS}}{{{\text{i}}}_{{\text{2}}}}{{{\text{O}}}_{6}} + 7{{{\text{H}}}_{{\text{2}}}}{\text{O}} \to \\ \to 3{\text{M}}{{{\text{g}}}_{{\text{3}}}}{\text{S}}{{{\text{i}}}_{{\text{2}}}}{{{\text{O}}}_{5}}{{\left( {{\text{OH}}} \right)}_{4}} + {\text{C}}{{{\text{a}}}^{{2 + }}} + 2{\text{O}}{{{\text{H}}}^{--}} \\ \end{gathered} $

Высокие рН разгружающихся источников способствуют поглощению атмосферной углекислоты и последующему отложению карбонатов кальция, иногда доломитизированных – так называемых, метеогенных травертинов (например [6]). Такие источники практически всегда видны на поверхности, благодаря шлейфам травертиновых выходов. Травертины состоят главным образом из кальцита и арагонита и характеризуются специфическим изотопным составом углерода и кислорода, как правило, отличающимся от состава атмосферного СО2 и, благодаря кинетическим эффектам фракционирования, имеющим примерно линейный тренд на графике δ18О от δ13С (например [7] и ссылки в этой работе). Поскольку метеогенные травертины формируются при участии атмосферной углекислоты, содержание радиогенного углерода в них соответствует времени осаждения. Поэтому травертины гиперщелочных источников могут быть использованы в целях геохронологии, если удается опробовать достаточно мощные слои травертиновых отложений [8, 9].

Самая северная находка таких высокощелочных вод (примерно 58°с.ш.) – это ультраосновной массив Tablelands на острове Ньюфаундленд (Канада) [10]. Насколько нам известно, в России такие воды описаны не были. Даже в известной монографии Крайнова и др. “Геохимия подземных вод” [11] щелочные воды не упоминаются, если не считать скважинных рассолов Кольского п-ва, природа которых не обсуждается.

При проведении полевых работ в 2012 г. [12, 13] на Камчатке в пределах п-ва Камчатский Мыс на склонах горы Солдатская были обнаружены щелочные источники вод (далее “Солдатские”), имеющих pH от 10.6 до 11.2. Полевые работы 2022 г. позволили провести детальные исследования и выявить источники вод, имеющих рН выше 12. В этой статье мы приводим первые результаты изучения химического и изотопного состава воды 8 источников, а также данные о минералогии и изотопном составе (δ13С и δ18О) сопутствующих травертинов, включая их радиоуглеродный возраст.

Гипербазиты довольно широко распространены в южной части п-ова Камчатский Мыс, они образуют покровы и зоны серпентинитового меланжа мощностью от первых до сотен метров [14]. Наиболее крупное тело гипербазитов площадью около 70 км2 расположено в верховьях р. Белой – массив горы Солдатской (рис. 1). Глубина эрозионного вреза по долине р. Белой достигает 800 м. Перидотиты массива г. Солдатской представлены шпинелевыми гарцбургитами, лерцолитами и дунитами. Важной особенностью гипербазитов массива г. Солдатской является неравномерная серпентинизация пород от полностью серпентинизированных разностей, иногда превращенных в серпентинитовые глины вдоль тектонических зон, до практически свежих пород, в которых содержание серпентина не превышает 0.5%.

Рис. 1.

Полуостров Камчатский Мыс на карте Камчатки (а); тектоническая карта полуострова Камчатский Мыс и упрощенная геологическая карта изучаемой территории (б, в) по [15]. 1 – дуниты и гарцбургиты Солдатского массива (на В), меловые габбро, гипербазиты и серпентинитовый меланж офиолитовой ассоциации (на Б); 2 – серпентинитовый меланж; 3 – меловые вулканогенно-кремнистые образования смагинской и пикежской свит; 4 – мел-палеогеновые образования Кроноцкой палеодуги; 5 – плиоцен-эоплейстоценовые морские образования ольховской свиты; 6 – рыхлые четвертичные образования различного генезиса; 7 – основные разломы; 8 – места отбора проб. Точка Б – неопробованные источники.

Все опробованные источники разгружаются на достаточно крутых склонах, образуя небольшие, стекающие по склону ручьи, русла которых покрыты светлыми осадками травертинов от чисто белого до желто-бурого цвета. На рис. 2 показано расположение опробованных источников в долине левого притока р. Белой на абсолютных высотах 480–580 м (230–330 м выше уровня р. Белой). Все источники (Б1–Б7) находятся на борту левого берега, самые верхние, Б5 и Б6, на высоте около 40 м над дном ущелья. На краю берегового откоса видна линейная разгрузка источников, отмеченная белыми шлейфами травертинов. Источники Б1–Б6 представляют собой небольшие (примерно 20 × 20 см2 или меньше) ванны в цементированных породах. Источник Б7 разгружается из тектонической трещины (рис. 2, врезка), появившейся, видимо, в результате раскола травертинового чехла при сейсмических подвижках. Источник Б10 находится в борту аллювиальной террасы р. Белой на высоте около 10 м над уровнем реки, абсолютная отметка – 385 м. В стороне от источника в склоне наблюдается цоколь террасы – коренной выход интенсивно серпентинизированных и сцементированных карбонатом обломков гипербазитов, который, видимо, является водоупором для грунтовых вод. Источник Б10 отличается протяженным, около 30 м, травертиновым шлейфом светло-бурой окраски. Ни в одном из опробованных источников визуально не наблюдалось присутствие свободных газов.

Рис. 2.

Источники долины левого притока р. Белой. Во вставке источник Б7, разгружающийся из глубокой трещины с желтым травертином. Фото Ивана Савельева.

МЕТОДЫ

Расходы опробованных источников очень небольшие, существенно ниже 1 л/с. На месте выходов измерялись рН, температура и концентрация растворенного водорода датчиком YY-400 (Китай) (табл. 1). Химический состав вод определялся в лаборатории методом ионной хроматографии, щелочность – потенциометрическим титрованием. Изотопный состав воды источников (δD и δ18O) анализировали в ГИН РАН на изотопном анализаторе Picarro L2140-i. Результаты для воды представлены в δ – единицах относительно стандарта V-SMOW. Точность определения величин δ18О и δD составила ±0.1 и ±1‰ соответственно. Изотопный состав углерода и кислорода травертинов определяли в Институте геологии Национального университета Мексики. Анализ был выполнен с использованием опции Gas Bench II на масс-спектрометре MAT 253 (“Thermo”, Германия). Для калибровки был использован СО2 с сертифицированным изотопным составом. Разложение проб и стандартов С-О-1 и NBS-19 проводилось с помощью 100%-й Н3РО4 при 50°C. Значения δ13С и δ18О приводятся в промилле (‰) относительно стандарта V-PDB. Точность определения δ18О и δ13C составляет ±0.1‰.

Таблица 1.

Координаты источников, абсолютные отметки высот и полевые характеристики. S – удельная проводимость

№ Объект Широта, с.ш. Долгота, в.д. Абс. высота, м T°C pH S, μS
Б1 источник 56°12.05′ 162°54.02′ 518 4.5 9.83 134
Б2 – “ – 56°12.02′ 162°53.82′ 543 8.1 10.27 165
Б3 – “ – 56°12.01′ 162°53.81′ 557 6.2 10.91 218
Б4 – “ – 56°11.98′ 162°53.75′ 542 4.2 10.58 120
Б5 – “ – 56°11.96′ 162°53.73′ 569 5.7 9.96 139
Б7 – “ – 56°11.94′ 162°53.80′ 547 4.2 11.58 412
Б10 верх – “ – 56°10.87′ 162°56.39′ 410 6.6 12.23 1264
Б10 низ – “ – 56°10.87′ 162°56.39′ 400 8.1 12.01 1044
Б11 река 56°12.74′ 162°54.54′ 244 4.3 8.86 103

Рентгеноструктурный анализ проводили также в Институте геологии Национального университета Мексики на дифрактометре Malvern Panalytical Empyrean (45 kV, 40 mA, 4 < 2θ < 80°). Идентификацию фаз проводили с использованием программы Highdcore v. 4.5.

Радиоуглеродный анализ проводили в лаборатории BETA ANALYTIC (США) методом AMS (Accelerator Mass Spectrometer). Результаты нормализовались по стандарту щавелевой кислоты II (NIST SRM 4990C) и корректировались с помощью стандарта, не содержащего 14С CO2 (IAEA C-1).

Точность измерения была лучше, чем ±5‰ по современному стандарту. Радиоуглеродные данные выражены в обычных возрастах 14C, согласно [16]. Расчеты индексов насыщения проводились с помощью программы SOLVEQ с улучшенной базой термодинамических данных [17].

РЕЗУЛЬТАТЫ И ОБСУЖДЕНИЕ

Состав вод. Химический состав вод опробованных источников приведен в табл. 2. Воды только двух источников, Б7 и Б10, имеют заметную минерализацию, причем явно хлоридно-натриевого состава. Они же отличаются наивысшими значениями рН (11.6 и 12.3). Воды остальных источников чрезвычайно разбавлены, они фактически пресные, но с высоким рН. Все воды почти бессульфатные, с суммарной концентрацией HCO$_{3}^{ - }$ + CO$_{3}^{{2 - }}$ менее 250 мг/л.

Таблица 2.

Химический и изотопный состав вод Солдатских источников

№ Б1 Б2 Б3 Б4 Б5 Б7 Б10.1 Б10.2 Б11
              верх низ река
ТoC 4.5 8.1 6.2 4.2 5.7 4.2 6.6 8.1 4.3
рН (поле/лаб) 9.1/9.83 9.61/10.27 10.53/10.91 10.21/10.58 –/9.96 11.5/11.58 12.1/12.3 –/11.91 –/8.86
Cl– 6.8 6.3 10.3 6.1 6.1 32 162 139 2.4
SO$_{4}^{{2 - }}$ 1.1 1.0 1.4 2.1 0.40 0.56 0.40 0.65 1.3
Na+ 7.5 6.7 15.0 3.6 3.8 47 172 147 2.8
K+ 1.6 1.3 1.5 1.0 3.3 1.9 3.3 2.8 0.2
Ca2+ 3.4 8.3 13,8 7.8 6.7 2.0 2.8 4.6 8.7
Mg2+ 9.6 13.8 4,1 9.6 13.7 0.72 0.35 0.54 8.2
HCO$_{3}^{ - }$ 56 63 28 32 73 36 48 53 56
СО$_{3}^{{2 - }}$ 11 36 65 33 19 80 197 150 2
H2(раст) 0 0 0 0 0 0.032 0.61 0.32 0
δD ‰ –83.2   –86.9     –87.2 –85.8   –80.4
δ18O ‰ –12.0   –12.8     –12.5 –12.9   –12.1

Концентрации в мг/л; концентрация растворенного водорода в ммоль/л. Цифры курсивом – рассчитанные концентрации HCO$_{3}^{ - }$ и СО$_{3}^{{2 - }}$, см. текст.

Сумма концентраций карбонатных компонентов в пробах, для которых потенциометрический анализ не был выполнен, определялась из ионного баланса. Отношение r = НСО$_{3}^{ - }$/СО$_{3}^{{2 - }}$ рассчитывалось с учетом равновесия Н+ + СО$_{3}^{{2 - }}$ = НСО$_{3}^{ - }$, т.е. r = 10(logK–pH), где K – константа равновесия. В расчете учитывались величины, определенные в лаборатории. В координатах Na–Cl (рис. 3 а) наблюдается смешение пресных поверхностных вод и хлоридно-натриевых вод более глубоких горизонтов. Природа этих Na–Cl-вод неясна, но, скорее всего, это воды, связанные с меловыми морскими осадками. Рисунки 3 б и 3 в показывают связь между рН, отношениями Ca2+/Mg2+ и HCO$_{3}^{ - }$ + CO$_{3}^{{2 - }}$. Эти графики, практически для всех исследованных щелочных источников, ассоциированных с ультраосновными породами, весьма похожи (например [8]). С ростом щелочности падает концентрация магния до уровня десятков мкг/л в результате осаждения брусита. Воды источников Б1–Б7 и Б10 пересыщены по отношению к кальциту, арагониту, тальку и серпентину (хризотил), а по отношению к бруситу наблюдается характерная зависимость от рН; брусит становится пересыщенным при рН выше 11. Индексы насыщения определяются как логарифмы отношений произведений активности в реальных растворах к теоретическим произведениям активности при данных температурах.

Рис. 3.

(а) – График смешения в координатах концентраций Na от Cl; (б и в) – зависимость отношения Mg/Ca (весовые отношения) и суммы концентраций карбонатов от рН. Синий символ – данные из сообщения [13] (проба D1270), анализ сделан из воды источника Б10.

Точки изотопного состава воды источников (табл. 2), если нанести их на диаграмму δD – δ18O, лягут несколько выше линии Крейга, примерно на 6‰ по δD, но близко к региональной линии метеорных вод, построенной для Камчатского региона в работе [18].

В водах двух источников, Б7 и Б10, был обнаружен растворенный водород. Причем в источнике Б10 его концентрация оказалась весьма высокой, около 0.6 ммоль/л, т.е. половина растворенного газа пришлась на водород. В источнике Б7 растворенного Н2 примерно в 20 раз меньше.

СОСТАВ ТРАВЕРТИНОВ

Минералогия. В табл. 3 приведены данные рентгеноструктурного и изотопных анализов, полученные для травертинов опробованных источников. Рентгеноструктурный анализ показал, что травертины сложены или преимущественно кальцитом, или арагонитом, в Б4 еще и магнезитом. Полиморфизм карбонатных осадков различной природы изучался многими авторами. В случае метеогенных травертинов было показано, что кальцит осаждается при более высоких рН, чем арагонит (напр., [19]), но, кроме рН, важную роль играет и степень пересыщения раствора по отношению к тому или иному минералу. Из таблицы следует, что травертины наиболее щелочных источников Б10 состоят на 99% из кальцита, а травертины источников Б3, Б4 и Б7 в основном сложены арагонитом. Однако в источнике Б5 с рН ниже 10 тоже осаждается травертин в основном кальцитового состава, поэтому в нашем случае связь между рН раствора и полиморфизмом карбонатов кальция неоднозначна.

Таблица 3.

Данные рентгеноструктурного анализа, изотопный состав (δ13С и δ18О) и 14С-возраст травертинов

№ pH Арагонит Кальцит Магнезит δ13C VPDB δ18O VPDB 14C-возраст, лет
Б3 10.53 91.9 0 0 –12.4 –9.2 –
Б4 10.21 62.4 6.6 31 –2.2 –9.5 –
Б5 9.96 0 97.8 0 –5.7 –10.4 –
Б7 11.5 95.2 4.8 0 –10.7 –9.5 1180 ± 30
Б10 верх 12.1 0 99.8 0 –17.7 –17.0 114 ± 0.4
Б10 низ 11.9 – – – –16.9 –16.2 104 ± 0.4

Изотопный состав углерода и кислорода травертинов. Изотопный состав углерода и кислорода травертинов показаны на рис. 4, в координатах δ18О от δ13С (VPDB), где добавлены фигуративные точки травертинов наиболее известных гиперщелочных вод Омана, Калифорнии, Северной Италии и Ньюфаундленда [7, 8, 10]. Для травертинов первых трех систем наблюдается корреляция между δ18О и δ13С в широком диапазоне значений, примерно от 0 до –25‰ с наклоном примерно 1:1. Изотопно-тяжелым конечным членом этого тренда, похожего на тренд смешения, служит атмосферная углекислота, а наиболее изотопно-облегченные значения доходят до величин, характерных для органического углерода. Этот общий тренд, как показано в недавних работах, является не результатом смешения, а продуктом процессов кинетического изотопного фракционирования при осаждении карбонатов в результате растворения атмосферного СО2 в воде с высоким рН [7, 8]. Температуры источников первых трех систем, расположенных в бесснежных регионах с теплым климатом, в среднем выше 20°С, источники Омана имеют температуры выше 30°С. Однако точки для Солдатских травертинов существенно выпадают из этого тренда – они ложатся значительно правее него и не коррелируют между собой. Там же ложатся точки для травертинов Ньюфаундленда [10]. Источники Ньюфаундленда имеют температуры 8–15°С, Солдатские источники – от 4 до 8°С. Возможно, что наблюдаемый эффект как-то связан с температурой разгрузки источников и осаждения карбонатов. Необходимо проанализировать значительно больший набор образцов, как воды, так и травертинов, чтобы попытаться понять эти закономерности.

Рис. 4.

Изотопный состав травертинов Солдатских источников. Показаны также данные для наиболее известных щелочных систем в Омане, Калифорнии (The Cedar), Северной Италии, а также травертинов Тейбллендс Ньюфаундленда. Первые три системы образуют общий тренд, в то время как точки составов травертинов Солдатских источников и Ньюфаундленда смещены вправо [7, 8, 10]. Заштрихованные поля – расчетные величины карбоната кальция, равновесного с водой с разным изотопным составом кислорода при разных температурах (см. текст).

Обращает также внимание, что неким пределом для изотопного состава кислорода травертинов, как для Солдатских источников, так и щелочных вод Омана и Калифорнии, служит зона составов, близких к значениям δ18О, определяемых из изотопного равновесия между водой и карбонатом (кальцитом, арагонитом или доломитом). На графиках показаны эти зоны для источников Омана с δ18О воды около 0‰ (VSMOW) и средней температурой источников 30°С, а также для исследованных источников с δ18О воды –12.5‰ (VSMOW) и средней температурой 7°С. Эти зоны показаны заштрихованным полем на рис. 4; при расчете использовались выражения для равновесных факторов фракционирования изотопов кислорода между карбонатами и водой, приведенные в работе [20].

Возраст травертинов. Травертины источника Б10 с рН выше 12 оказались практически современными (табл. 3), причем осадки в месте выхода источника и в 30 м ниже, в русле образованного ручья, имеют примерно одинаковый измеренный возраст около 100 лет. Образец, выбранный для определения возраста источника Б7 с рН 11.5, был взят в нише трещины, по которой стекает вода источника (рис. 2, врезка). Он представлял собой нечто вроде небольшого сталактита размером около 2 см. Его возраст оказался существенно старше, 1180 лет. В любом случае, эти определения возрастов показывают, что содержание современного углерода в травертинах Б7 и Б10 выше 90%, т.е. источником этого углерода может быть только атмосферный СО2. Возможно, при этом следует отметить, что отношение 14С/12С в современном атмосферном СО2 практически приблизилось к этому отношению для добомбового уровня (раньше 1950 г.) СО2 [16].

ВЫВОДЫ

Впервые дано подробное описание источников щелочных вод (рН > 10), разгружающихся в пределах ультраосновного массива г. Солдатской на п-ве Камчатский Мыс.

Химический состав вод источников, зависимость отношений Ca2+/Mg2+ и суммы концентраций карбонатных компонентов (HCO$_{3}^{ - }$ + CO$_{3}^{{2 - }}$) от рН указывают на формирование этих вод за счет современной серпентинизации ультраосновных пород.

В самых щелочных водах источников (рН 12.3) обнаружен растворенный водород с концентрацией примерно 0.6 ммоль/л.

Изотопный состав (δ13С и δ18О) карбонатных отложений (травертинов), осаждающихся из вод этих источников, отличается от известного тренда, установленного для “метеогенных” травертинов, возможно, из-за чрезвычайно низких температур источников (4–8°С).

Возраст травертинов, определенный радиоуглеродным методом, близок к современному (100–1000 лет).

Список литературы

  1. Barnes I., Lamarche V., JR., Himmelberg G. Geochemical evidence of present-day serpentinization // Science. 1967. V. 156. P. 830–832.

  2. Chavagnac V., Monnin C., Ceuleneer G., Boulart C., Hoareau G. Characterization of hyperalkaline fluids produced by low-temperature serpentinization of mantle peridotites in the Oman and Ligurian ophiolites // Geochemistry, Geophysics and Geosystems. 2013. V. 14 (7). P. 2496–2522.

  3. Dubinina E., Chernyshew I., Bortnikov N., Lein A., Sagalevich A., Gol’zman Y., Bairova E., Mokhov A. Isotopic–geochemical characteristics of the Lost City hydrothermal field // Geochemistry Int. 2007. 45. P. 1131–1143.

  4. Paukert A.N., Matter J.M., Kelemen P.B., Shock E.L., Havig J.R. Reaction path modeling of enhanced in situ CO2 mineralization for carbon sequestration in the peridotite of the Samail Ophiolite, Sultanate of Oman // Chemical Geology. 2012. V. 330. P. 86–100.

  5. Palandri J.L., Reed M.H. Geochemical models of metasomatism in ultramafic systems: Serpentinization, rodingitization, and sea floor carbonate chimney precipitation // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2004. V. 68 (5). P. 1115–1133.

  6. Pentecost A. Travertine. Berlin, Springer-Verlag. 2005. 445 p.

  7. Christensen J.N., Watkins J.M., Devriendt L.S., DePao-lo D.J., Conrad M.E., Voltolini M., Yang W., Dong W. Isotopic fractionation accompanying CO2 hydroxylation and carbonate precipitation from high pH waters at The Cedars, California, USA // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2021. V. 301. P. 91–115.

  8. Schwarzenbach E.M., Lang S.O., Fruh-Green G.L., Lilley M., Bernasconi S.M., Mehay S. Sources and cycling of carbon in continental, serpentinite-hosted alkaline springs in the Voltri Massif, Italy // Lithos. 2012. V. 177. P. 226–244.

  9. Ternieten L., Früh-Green G.L., Bernasconi S.M. Carbon geochemistry of the active serpentinization site at the Wadi Tayin Massif: Insights from the ICDP Oman Drilling Project: Phase II // Journal of Geophysical Research: Solid Earth. 2021. V. 126. e2021JB022712. https://doi.org/10.1029/2021JB0227

  10. Szponar N., Brazelton W.J., Schrenk M.O., Bower D.M., Steele A., Morrill P.L. Geochemistry of a continental site of serpentinization, the Tablelands Ophiolite, Gros Morne National Park: A Mars analogue // Icarus. 2012. V. 224(2). P. 286–296. https://doi.org/10.1016/j.icarus.2012.07.004

  11. Крайнов С.Р., Рыженко Б.Н., Швец В.М. Геохимия подземных вод. Теоретические, прикладные и экологические аспекты. Москва: Наука, 2004. 677 с.

  12. Савельев Д.П., Новаков Р.М., Черкашин Р.И. Травертины и спелеотемы п-ова Камчатский Мыс (Камчатка) // Вестник КРАУНЦ. Науки о Земле. 2014. № 2 (Выпуск 24). С. 7–11.

  13. Новаков Р.М., Савельев Д.П., Белова Т.П., Пала-марь С.В. Травертины Камчатского Мыса // Материалы конференции, посвященной Дню вулканолога “Вулканизм и связанные с ним процессы”. Петропавловск-Камчатский, ИВиС ДВО РАН. 2014. С. 97–103.

  14. Хотин М.Ю., Шапиро М.Н. Офиолиты Камчатского Мыса (Восточная Камчатка): строение, состав, геодинамические условия формирования // Геотектоника. 2006. № 4. С. 61–89.

  15. Бояринова М.Е., Вешняков Н.А., Коркин А.Г., Савельев Д.П. Государственная геологическая карта Российской Федерации масштаба 1: 200 000. Изд. 2-е. Серия Восточно-Камчатская. Лист 0-58-XXVI, XXXI, XXXII (Усть-Камчатск). Объяснительная записка. СПб.: Картографическая фабрика ВСЕГЕИ, 2007. 226 с. + 2 вкладки.

  16. Reimer P.J., Brown T.A., Reimer Ron W. Discussion: Reporting and calibration of post-bomb 14C data // Radiocarbon. 2004. V. 46 (1). P. 1111–1150.

  17. Reed M.H., Spycher N.F. Calculation of pH and mineral equilibria in hydrothermal waters with application to geothermometry and studies of boiling and dilution // Geochimica et Cosmochimica Acta. 1984. V. 48. P. 1479–1492.

  18. Чешко А.Л., Есиков А.Д. Дейтерий и кислород-18 в атмосферных осадках, поверхностных и грунтовых водах Камчатки и Курильских островов. Водные ресурсы. 1990. № 6. С. 34–43.

  19. Jones B. Review of calcium carbonate polymorph precipitation in spring systems // Sedimentary Geology. 2017. V. 353. P. 64–75.

  20. Horita J. Oxygen and carbon isotope fractionation in the system dolomite–water–CO2 to elevated temperatures // Geochimica et Cosmochimica Acta. 2014. V. 129. P. 111–124.

Дополнительные материалы отсутствуют.

Инструменты

следующая статья выпуска предыдущая статья выпуска содержание выпуска

Доклады Российской академии наук. Науки о Земле

Архивы выпусков Информация о журнале Отправить рукопись в журнал