Вторичная дегазация воды в островных дугах и на активных окраинах континентов Андийского типа достигает 2,5–3 км3/год, что также приблизительно в 10 раз выше современного уровня ювенильной дегазации воды. Суммарная же масса воды, освободившаяся таким путем через зоны
субдукции Земли, за время ее жизни достигает 1,4•1025 г (14 млрд км3) воды, что 10 раз больше, чем ее содержится в современном океане. Отсюда видно, что все без исключения наблюдаемые сейчас на земной поверхности горячие и минерализованные водные источники не являются ювенильными, а вода в них в конце концов всегда черпается из гидросферы Земли.

По образцам гипербазитов Восточно-Тихоокеанского поднятия количественные соотношения первичных минералов в мантийных породах здесь составляют: 70–75% оливина, 15–20 энстатита, 5–7 диопсида и 1–2% хромшпинелида (Савельева, 1987). Серпентинизация может развиваться только по оливинам и энстатиту, т.е. по 85–90% исходного вещества. Гидратация основных силикатов в условиях зеленокаменного метаморфизма обычно развиваются по реакциям 4Mg2SiO4 + 6H2O ---Mg6 (Si4O10)(OH)8 + 2Mg(ОН)2 + 33 ккал/моль, форстерит серпентин брусит, а в присутствии углекислого газа - 4Mg2SiO4 + 4H2O + 2CO2 ---Mg6(Si4O10)(OH)8 +2MgCO3 + 65,05 ккал/моль -форстерит серпентин магнезит. Гидратация железистых силикатов сопровождается выделением водорода, а в присутствии углекислого газа – образованием абиогенного метана Fe2SiO4 + 3Mg2SiO4 + 5H2O ---Mg6(Si4O10)(OH)8 + Fe2O3 + H2 + 21,1 ккал/моль, фаялит форстерит серпентин гематит и 4Fe2SiO4+12Mg2SiO4+18H2O+CO2---Mg6(Si4O10)(OH)8+4Fe2O3+CH4+144,6 кал/моль -фаялит форстерит серпентин гематит.

В океанических водах в заметных количествах (до 2,7‰) содержится сульфат-ион (SO4)2–, поэтому реакция таких вод с горячими породами может сопровождаться образованием сероводорода по реакции 4Fe2SiO4 + 3Mg2SiO4 + CaSO4 + H2O ---фаялит форстерит--- 5MgSiO3 + 4Fe2O3 + CaMgSi2O6 + H2S + 33,0 ккал/моль-энстатит гематит диопсид.

Благодаря высокому восстановительному потенциалу сероводорода сера вновь быстро связывается с переходными металлами, образуя их сульфиды, например пирротин: Fe2SiO4 + Mg2SiO4 + 2H2S --- 2MgSiO3 + 2FeS + 2H2O + 26,6 ккал/моль- фаялит форстерит энстатит пирротин.

Подтверждением абиогенного происхождения метана и образования сульфидов за счет сульфатной серы служат их изотопные сдвиги. Обычно изотопные смещения серы в сульфидах “черных курильщиков” заключены в пределах от +3 до +5‰. Иная ситуация наблюдается в горячих источниках, возникших на серпентинитах – здесь диапазон таких смещений значительно шире – от +4 до +16‰. По-видимому, это отличие изотопного состава сульфидов следует объяснять источниками сульфатной серы и условиями фракционирования изотопов серы в гидротермах. Известно, что из-за сильного температурного эффекта фракционирования изотопов происходит их разделение по минеральным фазам:
32(SO4)2– + H2
34S --- 34(SO4)2– + H2---34S---34(SO4)2– + H2
32S.

Именно по этой причине происходит обеднение сульфидной фазы изотопом 34S и обогащение им сульфатной фазы. В “черных курильщиках”, возникших над горячей базальтовой корой, восстановление сульфата происходит на железе базальтов. Не исключено, что там проявляется и ювенильная сера. В горячих источниках над серпентинитами, железистость которых заметно выше, чем базальтов, основная масса серы поступает из океанической воды. В результате этого изотопная плотность серы в океанической воде (34S около +18,86‰) расщепляется таким образом, что смещение изотопов H2S в горячем флюиде снижается до +2,4…+3,2‰, а сульфидах металлов – до +4…+14‰.

Основные закономерности изотопных сдвигов углерода в системе “черных курильщиков” таковы: отрицательные сдвиги 13C = –13 … –14‰ в метане таких источников по сравнению со средним значением изотопного состава НСО3– и СО2 океанических вод 13C = –5,5‰, как и в случае с сероводородом, можно объяснять фракционированием изотопов углерода при образовании метана из углекислого газа.

Экзотермическая химическая реакция, протекающая с выделением тепла, развивается по пути снижения внутренней энергии, т.е по пути выделения наибольшей энергии, приходящейся на единицу массы продуктов реакции, поэтому следует ожидать, что из углекислого газа со смесью легких и тяжелых изотопов углерода в реакции образования СН4 должны участвовать преимущественно атомы легкого изотопа 12С. Действительно, тепловой эффект реакции фракционирования углерода при “усвоении” метаном 12С вместо изотопа 13С достигает 0,412 ккал/г(СН4). Это весьма заметный эффект, и он определенно работает в сторону “облегчения” углерода в образующемся метане. Таким образом, обменная изотопная реакция 12СО2 + 13СН4 ---13СО2 + 12СН4 + 0,412 ккал/г(СН4) идет преимущественно слева направо.

Насколько изотопные отношения углерода в метане и карбонатах “черных курильщиков”, возникших при серпентинизации пород океанической коры, комплементарны с таким же отношением в океанических водах? Поскольку за эталон изотопных отношений углерода принято отношение 12С/13С = 88,99 в раковинах белемнита B. Americana, можно определить, что изотопному составу карбонатного углерода в морской воде 13C = –5,5‰ отвечает отношение 12С/13С = 89,48, а изотопному составу растворенного метана, образовавшегося над “серпентинитовыми” источниками, 13C = –13,4‰ соответствует отношение 12С/13С = 90,2. В процессе связывания углерода в метане происходит изменение отношений изотопов на d12Cmt. Тогда в пересчете на единицу массы можно записать d12Cmt/13С = 90,2 – 89,48 = 0,72. Но концентрация СН4 во флюидах таких источников приблизительно равна 0,14 ммоль/л. В этом случае после образования метана отношение изотопов во флюиде, из которого происходит формирование карбонатов, окажется равным 89,48 – 0,143•0,72 = 89,38, что соответствует изотопному сдвигу 13C = –4,35‰. Обычно такие сдвиги и наблюдаются в карбонатах “черных курильщиков”. При этом в оставшемся флюиде на выходе гидротермальной системы практически полностью должна отсутствовать свободная углекислота, что также часто наблюдается в реальных условиях, но в любом варианте весь образующийся в гидротермах метан является экзогенным. На больших же глубинах мантии метан вообще неустойчив, поскольку он окисляться кислородом, освобождающимся в процессе формирования “ядерного” вещества по реакции 8FеО + СН4 --- 4Fе2O + СО2 + 2Н2O.

Существует еще мантийный цикл круговорота летучих элементов и соединений. Это связано с тем, что в зонах субдукции может происходить неполная дегидратация и декарбонатизация пород океанической коры и часть оставшейся воды, углекислого газа и других летучих и подвижных элементов вместе с океаническими плитами погружается в глубины мантии и вновь включается в общий конвективный массообмен мантийного вещества, поэтому мантийная дегазация Земли оказывается не чисто ювенильной, а содержит часть элементов и соединений, повторно попадающих на земную поверхность.

Трудно оценить, какая часть дегазируемых летучих и подвижных элементов является действительно ювенильной, а какая часть была прихвачена в мантийный массообмен и после этого попала во внешние геосферы, поэтому встоит иметь в виду эффективное значение, помня, что масштабы действительно первичной дегазации мантии несколько выше эффективной, поскольку часть освобождающихся при этом летучих вновь погружается в мантию по зонам субдукции. Однако различия по массе между действительной дегазацией мантии и ее эффективным значением не очень велики и для воды не превышают 20%, а для других соединений и элементов еще меньше.