Вулканология и сейсмология, 2022, № 5, стр. 31-48

Химический состав термальных вод

Макрокомпоненты. Источники “Голубые озера” отличаются высокой температурой 86‒96°С и минерализацией 5.8‒7.5 г/л (см. табл. 1). Концентрации основных анионов ${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$ и Cl^– достигают 4.6 г/л и 1.9 г/л соответственно. Содержание фтора – до 33 мг/л. В катионном составе источников преобладает Al³⁺ (до 171 мг/л) и Ca²⁺ (до 152 мг/л). Содержание Na⁺ составляет 114 мг/л, Mg²⁺ – 39 мг/л. Fe_общ – 47 мг/л. Отмечается повышенное значение бора (до 8.4 мг/л). Содержание SiO₂ очень высокое – до 420 мг/л. Вода источников “Русловой” и “Устьевой” с температурой 31–32°С менее минерализованная и характеризуется более высоким рН. Для источника “Двуглавый” характерны крайне низкие концентрации Al³⁺ и Fe_общ, преобладающим катионом является Na⁺ (116 мг/л).

Как показано в работе [Taran, Kalacheva, 2020], многие ASC-воды имеют высокие концентрации фтора и низкие отношения Cl/F, что служит одним из показательных индикаторов непосредственного магматического вклада в их формирование. На диаграмме соотношения анионов – зона, в которую попадают такие воды, находится вблизи области составов вулканических газов (относительных концентраций HCl, SO₂ + H₂S и HF) и условно названа “магматические воды” (рис. 3). К ним относятся, например, Верхне-Юрьевские источники (см. рис. 3а), расположенные на северо-западном склоне вулкана Эбеко (о. Парамушир), со средним молярным отношением SO₄/Cl = 1 и концентрациями F^– = 50–60 мг/л (собственные неопубликованные данные 2020 г.). По нашим данным источники “Голубые озера”, “Русловой” и “Устьевой” также попадают в эту область, тогда как данные прошлых лет по “Голубым озерам”, полученные в работах [Знаменский и др., 1986; Таран и др., 1995; Bragin et al., 2019], демонстрируют большой разброс, обусловленный вариациями в концентрациях фтор-ионов. Учитывая тот факт, что мольное отношение SO₄/Cl в этих источниках во все годы опробования близко к единице (см. рис. 3б), можно предположить, что разброс в концентрациях фтор-ионов вызван погрешностями аналитических измерений. Наблюдаемый вытянутый тренд вдоль одной линии (см. рис. 3б), обусловленный изменениями в концентрациях ${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$ и Cl^– в разные периоды, указывает на различную степень разбавления кислых терм грунтовыми/поверхностными водами. Источник “Двуглавый” характеризуется низкими концентрациями фтор-ионов, но близкими к остальным источникам отношениями SO₄/Cl.

Рис. 3.

Химический состав ASC-вод вулкана Баранского. а – тройная диаграмма анионного состава, затененная область соответствует области распространения “магматических вод”, по [Taran, Kalacheva, 2020], М – область распространения высокотемпературных вулканических газов, по [Taran, Zelensky, 2014]; б – отношение SO₄/Cl, ГО1 – номер источника (см. табл. 1); в – тройная диаграмма катионного состава, заштрихованная область соответствует области распространения вмещающих пород, цифрами обозначены годы опробования источников.

На треугольной диаграмме относительных концентраций основных катионов (см. рис. 3в), помимо данных по исследуемым водам, дополнительно штриховкой показана область составов вулканических пород, которыми сложен вулкан Баранского [Рычагов и др., 1993]. Точки составов источников “Голубые озера” (июль 2021 г.) ложатся вблизи этой заштрихованной области, что указывает на изохимическое растворение вмещающих пород, преимущественно, кислых вулканитов. Отсутствие в водах источника “Двуглавый” алюминия и железа связано с относительно высоким значением рН. Концентрации этих элементов чувствительны к рН, и воды с рН > 2.5 резко обедняются этими компонентами.

Следует отметить, что со времен первых опробований в 1971 г. наблюдается хорошо выраженный тренд в изменении соотношения катионов в водах источников “Голубые озера” (см. рис. 3в). Точки, отражающие их катионный состав в начальный период, ложатся близко к составу источника “Двуглавый”, тогда как по состоянию на 2021 г. соотношение макрокатионов стало близко к породному. Возможно, это связано с изменениями гидрогеологических условий, вызванными поисковым бурением вокруг источников. В пробах 1970–1980-х гг. можно видеть более высокие содержания Na + K, чем в последующие годы, что может быть следствием добавления к ультракислым сульфатно-хлоридным водам более глубоких хлоридно-натриевых вод, вскрытых скважинами, пробуренными вблизи “Голубых озер” в те времена.

Соотношения между суммой концентраций анионов (Cl + SO₄) и содержаниями основных катионов (Al, Mg, Ca и Na) по результатам опробования источников “Голубые озера” и других ультракислых сульфатно-хлоридных источников долины руч. Кипящий показаны на рис. 4. Наблюдается достаточно сильная корреляция для всех катионов, за исключением натрия. Это может свидетельствовать о дополнительном его источнике поступления. Возможно, как уже отмечалось ранее, это могут быть более глубинные термальные воды, практически не содержащие алюминия и магния. Подтверждением этому может служить распределение точек, показанное на рис. 5, где приводятся бинарные диаграммы соотношений концентрации основных породообразующих элементов (Mg, Na, K, Ca, Fe, Al, Mn, Si, Ti) в источниках относительно средних их содержаний во вмещающих породах (см. рис. 5а), а также рассчитанные коэффициенты переноса элементов ETR [Pasternack, Varekamp, 1994] (см. рис. 5б). ETR (Element Transfer Ratio) определяется как:

Рис. 4.

Бинарные диаграммы соотношения основных компонентов в исследуемых водах. Символы и обозначения см. рис. 3.

Рис. 5.

Диаграмма отношений породообразующих элементов в координатах “концентрация в воде – концентрация в породе” в единицах ppm = мг/л = мг/кг. Показаны линии, соответствующие разным количествам породы, растворенной в воде (а); коэффициенты переноса макроэлементов (ETR) в ASC-водах (б).

ETR = (X_p-p/Mg_p-p)/(Х_п/Mg_п),

где Х_р-р и Х_п – концентрации элемента Х в растворе и породе соответственно, а Mg_р-р и Mg_п – концентрации магния в растворе и в породе. Магний в качестве нормирующего элемента используется из-за его консервативного поведения в кислых флюидах [Varekamp, 2015]. Полученное распределение показывает существенное обогащение ультракислых вод по сравнению с вмещающими породами щелочными металлами (К и Na), тогда как концентрации Al, Fe, Ca, Mg, Mn и Si соответствуют полному растворению примерно 1 г породы в литре воды. Следовательно, формирование химического состава исследуемых источников обусловлено не только изохимическим растворением, которое показано нами для других ASC-вод, распространенных на Курильских островах [Kalacheva et al., 2016; Калачева и др., 2021], но и другими процессами. Обогащение щелочными металлами может происходить за счет смешения ASC-вод с водами другого (хлоридного натриевого) типа. Отметим, что воды значительно обеднены титаном, что может быть связано с низкой подвижностью соединений Ti при любых рН. Точки на графиках (см. рис. 5) для источника “Двуглавый” в целом близки к точкам для “Голубых озер”, кроме алюминия и железа, концентрации которых значительно ниже. Следует отметить высокие значения Si, также попадающие на линию растворения пород. Вероятнее всего это объясняется равновесием с аморфным кремнеземом, растворимость которого около 400 мг/л при 100°С [Ellis, Mahon, 1977 и др.]. Похожее поведение растворенного кремнезема было нами отмечено для Верхне-Юрьевских ультракислых источников [Kalacheva et al., 2016]. В случае источников “Голубые озера” формирование кремнистых отложений начинается только при смешении термальных вод с речными и продолжается по руслу руч. Кипящий.

Микроэлементы. Результаты микрокоэлементного анализа исследуемых термальных вод приводятся в табл. 2. Обращает на себя внимание высокие содержания в источниках “Голубые озера” мышьяка (до 1.2 мг/л) и марганца (1.8 мг/л), концентрации других элементов значительно ниже.

Редкие щелочи (Li, Rb, Cs), щелочноземельные элементы (Sr, Ba) и редкоземельные элементы (РЗЭ) служат индикаторами взаимодействия вода‒порода [Peiffer et al., 2011]. Поведение редких щелочей (Li, Rb, Cs) и щелочноземельных элементов (Ca, Sr, Ba) в исследуемых источниках показано на рис. 6. Мы дополнили свои данные опубликованными значениями [Таран и др., 1995] за 1981 и 1990–1991 гг., нанесли штриховкой область, отражающую соотношение данных элементов во вмещающих породах из работы [Рычагов и др., 1993] по разрезу от поверхности до глубины 1 км. Наши данные подтверждают сделанный ранее вывод [Таран и др., 1995], что соотношения Li/Rb/Cs в ультракислых водах вулкана Баранского ложатся близко к области составов пород, слагающих верхнюю (до глубины 200 м) часть разреза. Однако в источниках “Голубые озера” в 2021 г. наблюдаются значительно более низкие концентрации Rb и Cs, чем по данным начала 1990-х гг. Точки для щелочноземельных элементов источников “Голубые озера” (см. рис. 6б) располагаются на некотором удалении от области состава пород, за счет обогащения кальцием относительно бария. Подобное распределение было отмечено для ASC-вод о. Уруп, где такое распределение связывалось с осаждением целестина (SrSO₄) и барита (BaSO₄) [Калачева и др., 2021]. Как показано в работе [Знаменский и др., 1986], в образованном термальным стоком “Голубых озер” ручье происходит осаждение барита, содержащего в примесях стронций, свинец и кальций. Для вод источника “Двуглавый” характерно породное отношение Ca/Sr/Ba.

Рис. 6.

Редкие щелочи (а) и щелочноземельные элементы (б) в ультракислых водах вулкана Баранского. Относительные доли – в весовых единицах; заштрихованная область отражает состав вмещающих пород; изменение плотности заштрихованной области (см. рис. 6а) соответствует изменению глубины отбора образцов пород, по [Рычагов и др., 1993].

Для изучения поведения микроэлементов в ультракислых источниках, как и для макрокомпонентов, нами использованы коэффициенты обогащения элементов между вмещающей породой и раствором (рис. 7а). В качестве нормирующего элемента также взят магний. Ввиду отсутствия данных по микрокомпонентному составу вулкана Баранского, в качестве вмещающей породы взяты концентрации для среднего островодужного андезита из справочника [Войткевич и др., 1990]. На диаграмме значения коэффициентов упорядочены по их убыванию в водах наиболее крупного источника (ГО2) (см. рис. 3). Хорошо видно, что для обоих источников “Голубых озер” распределение элементов практически совпадает. На тот же тренд, за исключением некоторых элементов, ложатся точки источника “Русловой”. Такое распределение подтверждает наличие единого горизонта, питающего эти источники. Форма распределения является типичной для ASC-вод Курильских островов, таких как ультракислые источники вулканов Эбеко, Берга, Синарка [Калачева и др., 2021; Kalacheva et al., 2015, 2016]. Выделяется протяженный горизонтальный участок со значениями F_i, близкими к 1, т.е. к линии полного растворения породы. Ближе всего к этой линии располагаются точки данных по породообразующим и редким щелочным и щелочноземельным элементам. Это подтверждает уже рассмотренное выше поведение этих элементов в терминах треугольных диаграмм (см. рис. 4), а также поведение Ba (потеря за счет осаждения барита), точки для которого находятся заметно ниже линии F_i = 1. Заметно выше единицы традиционно ложатся точки для As, Se, B. Повышенные концентрации селена могут быть связаны с образованием сульфидных фаз и последующим их вторичным растворением в кислой воде. Источником высокоподвижных As и B могут являться вулканические газы, формирующие анионный состав вод, а также (в случае бора) дополнительное поступление из вмещающих измененных пород. Повышенные концентрации Li и Cs могут быть за счет дополнительного влияния хлоридно-натриевых вод. В источнике “Двуглавый”, за исключением высокоподвижных элементов, наблюдаются более низкие коэффициенты распределения элементов, чем для источников “Голубые озера”. Это связано с более высокими рН, а также с осаждением большой части элементов с элементарной серой [Shevko et al., 2018].

Рис. 7.

Коэффициенты распределения элементов, нормированные по Mg (а), и профиль редкоземельных элементов (б) для ASC-вод вулкана Баранского.

Распределения редкоземельных элементов (РЗЭ) в воде вулкана Баранского, нормированные по хондриту, по [McDonough, Sun, 1995], показаны на рис. 7б. Форма профилей для источников “Голубые озера” идентичны, они однородные с незначительным минимумом европия и легким обеднением тяжелыми РЗЭ, что в целом характерно для наиболее кислых вулканических вод. Распределение элементов в воде источника “Русловой” повторяет профиль основных источников, но при более низких концентрациях. В водах источника “Двуглавый” профиль РЗЭ значительно отличается от графиков, характерных для остальной группы источников. Концентрации лантаноидов в этом источнике на порядок меньше, чем в других исследуемых термальных водах, и наблюдается значительное обеднение легкими элементам. В данном случае потеря и фракционирование РЗЭ может быть связана либо с осаждением сульфатных минералов, содержащих железо и алюминий при подъеме термальных вод к поверхности, либо при смешении ультракислых вод с водами другого типа.

Геохимическое моделирование

Для изучения процессов вторичного минералообразования в вулкано-гидротермальной системе Баранского и оценки температурных условий формирования ультракислых термальных вод проведено геохимическое моделирование состояния насыщения вод по отношению к наиболее распространенным для кислых условий минеральных фаз. Индекс насыщения (SI – Saturation Index) выражается через логарифм отношения произведений активностей ионов (IAP) к произведению констант диссоциации образуемых ими соединений (K_T): SI = lg(IAP/K_T). Результаты моделирования, показывают (табл. 3), что все исследуемые термальные источники при температуре отбора перенасыщены по отношению к различным модификациям кремнезема (кварц, халцедон, кристобалит и др.), за исключением аморфного кремнезема и близки к равновесию с баритом. По отношению к другим сульфатным минералам (ангидрит, целестин, гипс, эпсомит, алунит), окислам и гидроокислам алюминия и железа (диаспор, бёмит, гиббсит, гетит и др.), а также вторичным алюмосиликатам (каолинит, монтмориллонит) наблюдается значительное недонасыщение. В целом, подобное распределении типично для ультракислых вод и было отмечено для источников вулкана Эбеко [Kalacheva et al., 2015].

Для оценки температурных условий формирования исследуемых вод мы используем геотермометрические построения, основанные на оценке температур осаждения вторичных минералов, характерных для ультракислых вод (аргиллизация). Был проведен расчет индексов насыщения (SI) в диапазоне температур от 100 до 300°С (без учета давления). Результаты показаны на рис. 8 для одного из “Голубых озер” (ГО2) и для источника “Двуглавый”. Расчетные температуры равновесия с раствором (log SI = 0) для большинства минералов (ангидрит, целестин, диаспор и др.) в случае источника “Голубые озера” составляют интервал от 160°C до 190°C. Другие сульфаты (барит и гипс) не пересекают линию насыщения во всем интервале температур. Барит близок к насыщению при температуре отбора проб. С каолинитом равновесие достигается в диапазоне температур 250‒300°С, а для алунита наблюдается двойное пересечение нулевой линии. Такое распределение может указывать на температурную дифференциацию в гидротермальной системе вулкана и наличие геохимических барьеров, способствующих изменению химического состава вод. Осаждение алунита происходит при ~300°С и нарастает по мере падения температуры. Зона аргиллизации вскрыта скважинами, пробуренными в долине руч. Кипящий до глубины 200‒250 м [Рычагов и др., 1993]. Авторами отмечено усиление снизу вверх по разрезу степени аргиллизации исходных пород.

Рис. 8.

Индексы насыщения вод озера по отношению к вторичным минералам для источников “Голубые озера” (ГО2) и “Двуглавый”: Alu – алунит, Anh – ангидрит, Brt ‒ барит, Bhm – бёмит, Clt ‒ целестин, Dsp – диаспор, Gbs – гиббсит, Gp – гипс, Kln – каолинит, Mnt – монтмориллонит, Php – филлипсит, Qz – кварц.

К вопросу о происхождении ультракислых вод вулкана Баранского

Как мы упоминали во Введении, существуют две точки зрения о гидротермальной деятельности вулкана Баранского. Основываясь на изучении данных бурения и геолого-структурной обстановки, в работах [Рычагов и др., 1993, 2002] предложена геолого-геохимическая модель единой высокотемпературной гидротермальной системы блокового строения, приуроченной к пересечению двух разновозрастных вулканотектонических структур с многочисленными поверхностными термопроявлениями, сосредоточенными в долине р. Серная, включая ультракислые источники долины руч. Кипящий. Другими исследованиями, основанными на изучении химического и изотопного состава термальных вод и газов, проведенными в начале 1990-х гг. [Таран и др., 1995], выявлено наличие в недрах вулкана Баранского двух соседствующих высокотемпературных гидротермальных систем с индивидуальными источниками теплового питания, граница которых проходит в районе выклинивания ультракислого горизонта термальных вод в долине руч. Кипящий. Одна из них субнейтральная водно-доминирующая с двухфазной зоной под основным очагом разгрузки. Другая – близповерхностная ультракислая, формирующаяся непосредственно в постройке вулкана за счет взаимодействия магматических газов с метеорными водами.

В своем исследовании мы придерживаемся мнения о наличии в недрах вулкана Баранского двух гидротермальных систем. Считаем убедительными доказательства, представленные в работе [Таран и др., 1995], основанные на изучении изотопного (включая данные по тритию) и химического составов термальных вод разных типов долины р. Серная, а также составов свободных газов. В статье [Taran, Kalacheva, 2020] мы показали, что для формирования ASC-вод необходима “проточная” система с высокой скоростью оттока. Классическая высокотемпературная система с хлоридно-натриевым составом вод не может продуцировать ASC-воды. При этом соседство двух контрастных гидротермальных систем встречается на активных вулканах Японии, Индонезии, Аргентины и др. Примером может служить вулкан Копауэ, расположенный на границе Аргентины и Чили. В привершинной части вулкана находится ультракислая система, поверхностные проявления которой представлены кратерным озером и термальными минерализованными источниками SO₄‒Cl-типа с рН = 1.1, формирующими исток р. Агрио [Varekamp et al., 2009; Agusto, Varekamp, 2016], а у его подножия вскрыт высокотемпературный геотермальный резервуар субнейтральных хлоридно-натриевых вод [Tardani et al., 2021]. Другим примером могут служить гидротермальные системы, ассоциированные с вулканом Якеяма на о. Хонсю в Японии. C восточной стороны вулкана разбурена геотермальная система Сумикава с нейтральной Na‒Cl водой и температурой на глубине выше 300°С, а на юго-западе разгружаются ультракислые, кипящие источники Тамагава [Matsubaya, 1995].

Как показали исследования, в отличие от гидротермальных систем вулканов Копауэ и Якеяма, гидротермальные системы вулкана Баранского не полностью изолированы друг от друга. Смешение двух контрастных типов вод прослеживается в химическом составе исследуемых ультракислых вод: в высокой температуре, близкой к 100°С, в обогащении по отношению к вмещающим породам щелочных катионов (Na и К), в поведении редкоземельных элементов в источнике “Двуглавый”. Смешение двух типов вод предполагает и проведенное геохимическое моделирование.

Наиболее вероятным сценарием взаимодействия двух гидротермальных систем считаем следующее. Формирование ультракислых вод происходит за счет адсорбции магматических газов в близповерхностном водоносном горизонте в центральной части современной постройки вулкана Баранского [Таран и др., 1995]. Как показано многими исследованиями, включая наши работы по вулкану Эбеко (о. Парамушир), ультракислые минерализованные растворы не дают восходящие потоки, а разгружаются, преимущественно, гипсомерически ниже области формирования через латеральный сток в виде высокодебитных источников. В случае вулкана Баранского, поток движется в пределах одного из структурных блоков, радиально расходящихся [Рычагов и др., 2002] от его вершины (горст долины руч. Кипящий). Вблизи выхода на поверхность по разломной зоне долины руч. Кипящий ультракислая вода адсорбирует перегретую пароводяную смесь, отделяющуюся от геотермального резервуара, приуроченного к юго-западному склону вулкана. Наличие пароводяной смеси хлоридного натриевого состава с близнейтральным значением рН на небольшой глубине в зоне развития ультракислых вод подтверждено бурением²², гидротермальная система и сопряженное с ней геотермальное месторождение разведано и изучено [Рычагов и др., 1993, 2002 и др.].

Вынос магматических и породообразующих компонентов термальными водами

Используя гидрометрические данные по основным водотокам, дренирующих термальные источники и химический состав речных вод, можно оценить общую гидротермальную разгрузку магматических Cl и S (как SO₄) и химическую эрозию вулканических построек с учетом влияния термальных вод. Общая характеристика и методика расчета выноса магматических летучих гидротермальными системами Курильских островов приведены в работе [Taran, Kalacheva, 2019]. Основным дренирующим водотоком, собирающим все типы термальных вод, разгружающиеся на южном склоне и у подножия вулкана Баранского, является р. Серная. В ее водосборную площадь также попадают северные склоны вулкана Тебенькова (см. рис. 1). Для оценки гидротермального стока магматических Cl и S с водами руч. Кипящий в русло р. Серная и далее в Тихий океан, мы измерили расходы и провели гидрохимическое опробование этих двух водотоков в нескольких местах (см. рис. 1). Для выявления возможного дополнительного поступления элементов с водами других водотоков были выполнены работы в устье р. Нагорная, единственного крупного притока нижнего течения р. Серная. Химический состав речных вод в местах проведения гидрологических работ представлен в табл. 1.

Ручей Кипящий, перед выходом на основное термальное поле, где происходит разгрузка ультракислых сульфатно-хлоридных вод, имеет расход 55‒60 л/с, рН воды 3.31, минерализация 0.36 г/л, температура 24.9°С. Содержание Cl^– находится на уровне фоновых вод (см. табл. 1), а концентрация ${\text{SO}}_{4}^{{2 - }}$ составляет 200 мг/л. Измеренный расход руч. Кипящий в устье, в месте впадения в р. Серная, составил 152 ± 10 л/с при концентрации хлор-иона 1001 мг/л и сульфат-иона 2592 мг/л. Следовательно, ежесекундно в р. Серная поступает 177 г хлора и 459 г сульфата или 13.1 ± 0.9 т/сут и 32.7 ± 1 т/сут соответственно.

Содержание хлор- и сульфат-ионов в р. Серная до впадения в руч. Кипящий составляют 17.2 и 37.1 мг/л соответственно. Повышенное содержание хлорид- и сульфат-ионов может быть обусловлено попаданием термальных вод, разгружающихся в пределах водосборной площади р. Серная. Концентрации рассматриваемых компонентов в основном водотоке ниже слияния с руч. Кипящий составляет 95.8 мг/л (Cl^–) и 240 мг/л $\left( {{\text{SO}}_{4}^{{2 - }}} \right)$ при расходе в 1.8 ± 0.1 м³/с, что в пересчете дает 14.8 ± 1 т/сут и 37.2 ± 1.1 т/сут соответственно. Схожие оценки гидротермального стока со всей водосборной площади получены и в устье р. Серная. При расходе в 3.2‒3.3 м³/с количество выносимого в акваторию Тихого океана Cl-ионов составляет 14.7 ± 1 т/сут, SO₄ – 41 ± 1.1 т/сут. Таким образом, практически весь гидротермальный сток растворенного хлорида происходит за счет ASC-вод, разгружающихся в долине руч. Кипящий. Общий вынос сульфата превышает расчеты для руч. Кипящий на 20%. Его дополнительное поступление осуществляется за счет термальных, нагретых паром сульфатных вод, разгружающихся в долине р. Серная как выше по течению (например, сток со Старозаводского сольфатарного поля), так и ниже впадения руч. Кипящий. В верховьях р. Нагорная известны [Жарков, 2014] выходы кислых термальных вод, существование которых отражается на химическом составе реки повышенным содержанием сульфат-иона (см. табл. 1). Учитывая значительный расход р. Нагорная в устье (~1.3‒1.5 м³/с), в р. Серная дополнительно может поступать до 5 т SO₄ ежесуточно.

Оцененный нами гидротермальный сток магматических хлора и серы (как SO₄) значительно (в 2‒3 раза) ниже значений, полученных в работе [Bragin et al., 2015] в ходе исследований по влиянию гидротермальной разгрузки вулкана Баранского на качество воды р. Серная. Однако он сопоставим с оценками, сделанными для вулкано-гидротермальных систем других Курильских островов: ежесуточный вынос системой вулкана Берга (о. Уруп) (в тоннах) составляет 9.0 (Cl) и 23.3 (SO₄) [Калачева и др., 2021], вулкана Синарка (о. Шиашкотан) – 9.7 (Cl) и 34 (SO₄) [Kalacheva et al., 2015]. Максимальные оценки получены нами для гидротермальной системы вулкана Эбеко (о. Парамушир) (~250 т/сут SO₄ и 82 т/сут Cl, [Kalacheva et al., 2016]), которая является наиболее крупной системой Курильских островов, разгружающей ASC-воды.

Химическая эрозия вулканических пород в областях недавнего и современного вулканизма островных дуг является одним из наиболее интенсивных силикатных выветриваний. Связанный с этим вынос растворенного вещества (катионы + SiO₂) поверхностными водотокам оказывает влияние на стабильность вулканических построек, а также на химический состав омывающих их морей и океанов. Водосборная площадь р. Серная составляет 63.5 км². Восточная граница проходит по водоразделу хребта Грозный, южная – по склонам вулкана Тебенькова, северная – вулкана Баранского. Река дренирует большинство термальных полей и выходов термальных вод, связанных с этими активными вулканами. Средняя сумма растворенных веществ (SiO₂, Na, K, Ca, Mg, Fe_общ и Al³⁺), определяющих катионный состав вод реки Серная составляет 96 мг/л, а общий расход – 3.2‒3.3 м³/с, что дает ежесекундный вынос растворенных породообразующих элементов чуть более 300 г или 27 т/сут. Следовательно, смешанная (с учетом деятельности термальных вод) химическая эрозия водосборной площади р. Серная составляет 155 т/км²/год. Выделить выветривание за счет только термальных вод пока не представляется возможным, поскольку их область питания выходит за границы водосборной площади руч. Кипящий. В целом, с водами руч. Кипящий в р. Серная поступает 628 мг породообразующих компонентов или 8.3 т/сут. Следовательно, ультракислые сульфатно-хлоридные воды обеспечивают более чем 1/3 от общего стока металлов + SiO₂ в растворенном виде в Тихий океан.