Deep hydrocarbon cycle

Abstract

Research subject. Experimental modelling of the transformation of complex hydrocarbon systems under extreme thermobaric conditions was carried out. The results obtained were compared with geological observations in the Urals, Kamchatka and other regions.
Material and methods. The materials for the research were a model hydrocarbon system similar in composition to natural gas condensate and a system consisting of a mixture of saturated hydrocarbons and various iron-containing minerals enriched in 57Fe. Two types of high-pressure equipment were used: a diamond anvils cell and a Toroid-type high-pressure chamber. The experiments were carried out at pressures up to 8.8 GPa in the temperature range 593–1600 K.
Results. According to the obtained results, hydrocarbon systems submerged in a subduction slab can maintain their stability down to a depth of 50 km. Upon further immersion, during contact of the hydrocarbon fluid with the surrounding iron-bearing minerals, iron hydrides and carbides are formed. When iron carbides react with water under the thermobaric conditions of the asthenosphere, a water-hydrocarbon fluid is formed. Geological observations, such as methane finds in olivines from ultramafic rocks unaffected by serpentinization, the presence of polycyclic aromatic and heavy saturated hydrocarbons in ophiolite allochthons and ultramafic rocks squeezed out from the paleo-subduction zone of the Urals, are in good agreement with the experimental data.
Conclusion. The obtained experimental results and presented geological observations made it possible to propose a concept of deep hydrocarbon cycle. Upon the contact of hydrocarbon systems immersed in a subduction slab with iron-bearing minerals, iron hydrides and carbides are formed. Iron carbides carried in the asthenosphere by convective flows can react with hydrogen contained in the hydroxyl group of some minerals or with water present in the asthenosphere and form a water-hydrocarbon fluid. The mantle fluid can migrate along deep faults into the Earth’s crust and form multilayer oil and gas deposits in rocks of any lithological composition, genesis and age. In addition to iron carbide coming from the subduction slab, the asthenosphere contains other carbon donors. These donors can serve as a source of deep hydrocarbons, also participating in the deep hydrocarbon cycle, being an additional recharge of the total upward flow of a water-hydrocarbon fluid. The described deep hydrocarbon cycle appears to be part of a more general deep carbon cycle.

Full text

289
 
Для цитирования: Кучеров В.Г., Иванов К.С., Серовайский А.Ю. (2021) Глубинный цикл углеводородов. , 21(3),
289 -305. DOI: 10.24930/1681-9004-2021-21-3-289-305
For citation: Kutcherov V.G., Ivanov K.S., Serovaiskii A.Yu. (2021) Deep hydrocarbon cycle. ,21(3), 289-305. DOI:
10.24930/1681-9004-2021-21-3-289-305
© В.Г. Кучеров, К.С. Иванов, А.Ю. Серовайский, 2021
 DOI: 10.24930/1681-9004-2021-21-3-289-305
Глубинный цикл углеводородов
В. Г. Кучеров1, 2, К. С. Иванов3, А. Ю. Серовайский1



Поступила в редакцию 13.01.2021 г., принята к печати 15.03.2021 г.
 Проведены эксперименты, моделирующие трансформацию сложных углеводородных си-
стем при экстремальных термобарических условиях. Полученные результаты сопоставлены с геологическими
наблюдениями на Урале, Камчатке и в других регионах.   Материалом для исследований
стали модельная углеводородная система, сходная по составу с природным газоконденсатом, и система, состоя-
щая из смеси предельных углеводородов и различных железосодержащих минералов, обогащенных 57 Fe. В экс-
периментах были использованы два типа установок высокого давления: ячейка с алмазными наковальнями и ка-
мера высокого давления типа Тороид. Эксперименты проводились при давлении до 8.8 ГПа в температурном ди-
апазоне 593–1600 К. . Эксперименты показали, что углеводородные системы, погружаемые в соста-
ве субдукционного слэба, могут сохранять свою стабильность до глубины 50 км. При дальнейшем погружении
при контакте углеводородного флюида с окружающими железосодержащими минералами образуются гидри-
ды и карбиды железа. При реакции карбидов железа с водой в темобарических условиях астеносферы образует-
ся водно-углеводородный флюид. Геологические наблюдения, такие как находки метана в оливинах из не затро-
нутых серпентинизацией ультрамафитах, наличие полициклических ароматических и тяжелых насыщенных
углеводородов в офиолитовых аллохтонах и ультрамафитах, выдавленных из палеосубдукционой зоны Урала
хорошо согласуются с полученными экспериментальными данными.  Полученные экспериментальные
результаты и приведенные геологические наблюдения позволили предложить концепцию глубинного углеводо-
родного цикла. При контакте углеводородных систем, погружаемых в составе субдукционного слэба, с железосо-
держащими минералами образуются гидриды и карбиды железа. Карбиды железа, переносимые в астеносфере
конвективными потоками, могут реагировать с водородом, содержащимся в гидроксильной группе некоторых
минералов, или с водой, имеющейся в астеносфере, и образовывать водно-углеводородный флюид. В дальней-
шем мантийный флюид может мигрировать по глубинным разломам в земную кору и образовывать, как прави-
ло, многопластовые нефтегазовые залежи в горных породах любого литологического состава, генезиса и возрас-
та. В астеносфере существуют и другие доноры углерода, которые могут служить источником глубинных угле-
водородов, также участвующих в глубинном углеводородном цикле, являясь дополнительной подпиткой обще-
го восходящего потока водно-углеводородного флюида. По всей видимости, глубинный цикл углеводородов яв-
ляется составной частью более общего глубинного цикла углерода.
Ключевые слова:        

Deep hydrocarbon cycle
Vlaidimir G. Kutcherov1, 2, Kirill S. Ivanov3, Aleksandr Yu. Serovaiskii1


  
Received 13.01.2021, accepted 15.03.2021
 Experimental modelling of the transformation of complex hydrocarbon systems under extreme ther-
mobaric conditions was carried out. The results obtained were compared with geological observations in the Urals, Ka-
mchatka and other regions. . The materials for the research were a model hydrocarbon system sim-

ЛИТОСФЕРА том 21 № 3 2021


290
ВВЕДЕНИЕ
За последнее десятилетие появилось значи-
тельное количество работ, посвященных глобаль-
ному циклу углерода, в том числе глубинной ча-
сти этого цикла. Большинство исследователей
предполагает, что восходящий глубинный поток
формируется в основном из двуокиси углерода и
метана при извержении вулканов, а нисходящий
поток реализуется в зонах субдукции (Sverjensky
et al., 2014). Процессы субдукции играют ключе-
вую роль в эволюции континентальной коры и
верхней мантии. Считается, что основным постав-
щиком углерода, формирующего его коромантий-
ную ветвь в глобальном цикле, являются осадоч-
ные комплексы, отлагающиеся на морском дне
(Сорохтин и др., 1974; Manning, 2014). Эти ком-
плексы представлены карбонатными осадками
биогенного и хемогенного происхождения, орга-
ническим веществом из пелагических и терриген-
ных отложений и углеродистых сланцев, сноси-
мых с окраин континентов и залежами углеводо-
родов. Установлено, что помимо неорганическо-
го углерода в виде карбонатов в результате суб-
дукции в мантию попадает органический углерод
(Ague, 2014; Planket al., 1998). Возможность при-
сутствия различных классов органических соеди-
нений в слэбе обоснована с помощью теоретиче-
ской модели (Sverjenskyet al., 2014). Вместе с тем
роль органического вещества, погружаемого вме-
сте со слэбом, практически не рассматривалась.
При этом количество погружаемой органики мо-
жет быть весьма значительным (Сорохтин и др.,
1974, Kelemenet al., 2015).
В зонах субдукции расположен целый ряд ги-
гантских скоплений углеводородов. Подробное
описание залежей углеводородов, расположенных
в зонах субдукции в различных районах земно-
го шара, и их характеристика приведены в работе
(Mannet al., 2003). Залежи углеводородов в осадоч-
ных и магматических породах в зонах субдукции
погружаются вместе со слэбом. Трансформация
погружаемых углеводородных систем может ока-
зывать значительное влияние на процессы, проис-
ходящие в глубинных слоях Земли.
Если глубинному абиогенному образова-
нию сложных углеводородных систем в усло-
виях верхней и нижней мантии и их возможной
последующей миграции в земную кору – восхо-
дящий поток углеводородов – посвящен ряд ра-
бот (Kolesnikovet al., 2009; Mukhinaet al., 2017;
Кучеров, 2005; Кучеровet al., 2010; Соколet al.,
2017), то поведение углеводородов при субдук-
ции – нисходящий поток – практически не изу-
чено. При погружении углеводороды будут под-
вергаться воздействию экстремальных термоба-
рических параметров. В зоне субдукции темпе-
ратура на границе плит совпадает с континен-
тальной геотермой и на глубине 50–80 км дости-
гает 900–1000 К (Pollacket al., 1977; Сорохтинet
ilar in composition to natural gas condensate and a system consisting of a mixture of saturated hydrocarbons and various
iron-containing minerals enriched in 57Fe. Two types of high-pressure equipment were used: a diamond anvils cell and
a Toroid-type high-pressure chamber. The experiments were carried out at pressures up to 8.8 GPa in the temperature
range 593–1600 K. . According to the obtained results, hydrocarbon systems submerged in a subduction slab can
maintain their stability down to a depth of 50 km. Upon further immersion, during contact of the hydrocarbon uid with
the surrounding iron-bearing minerals, iron hydrides and carbides are formed. When iron carbides react with water un-
der the thermobaric conditions of the asthenosphere, a water-hydrocarbon uid is formed. Geological observations, such
as methane nds in olivines from ultramac rocks unaected by serpentinization, the presence of polycyclic aromatic
and heavy saturated hydrocarbons in ophiolite allochthons and ultramac rocks squeezed out from the paleo-subduction
zone of the Urals, are in good agreement with the experimental data.  The obtained experimental results and
presented geological observations made it possible to propose a concept of deep hydrocarbon cycle. Upon the contact of
hydrocarbon systems immersed in a subduction slab with iron-bearing minerals, iron hydrides and carbides are formed.
Iron carbides carried in the asthenosphere by convective ows can react with hydrogen contained in the hydroxyl group
of some minerals or with water present in the asthenosphere and form a water-hydrocarbon uid. The mantle uid can
migrate along deep faults into the Earth’s crust and form multilayer oil and gas deposits in rocks of any lithological com-
position, genesis and age. In addition to iron carbide coming from the subduction slab, the asthenosphere contains other
carbon donors. These donors can serve as a source of deep hydrocarbons, also participating in the deep hydrocarbon cy-
cle, being an additional recharge of the total upward ow of a water-hydrocarbon uid. The described deep hydrocarbon
cycle appears to be part of a more general deep carbon cycle.
Keywords: 

LITHOSPHERE (RUSSIA) volume 21 No. 3 2021
291


al., 2018). Именно в этом температурном диапа-
зоне происходит плавление силикатов в присут-
ствии воды при повышении давления до 0.5–1.0
ГПа (Жариков, 1976; и др.). На глубине 50–80 км
углеводороды, которые находятся в этих услови-
ях в сверхкритическом состоянии, начинают вза-
имодействовать с окружающими железосодержа-
щими минералами.
Ниже приведены результаты эксперименталь-
ного исследования поведения углеводородных си-
стем и их реакции с железосодержащим окружени-
ем при погружении в составе субдукционного слэ-
ба. Показано влияние полученных продуктов ре-
акций на восходящий поток углеводородов.
МЕТОДИКА ПРОВЕДЕНИЯ
ЭКСПЕРИМЕНТОВ
В экспериментах были использованы два типа
установок высокого давления: ячейка с алмазны-
ми наковальнями и камера высокого давления ти-
па Тороид. Детали методики проведения экспери-
ментов представлены ниже.
Ячейка с алмазными наковальнями
(Баварский геоинститут, университет
Байройта, Германия)
В экспериментах использовалась ячейка с ал-
мазными наковальнями с диаметром кулет 250 мкм
(рис. 1). В качестве камеры для образца была из-
готовлена стальная прокладка (толщина 250 мкм)
с просверленным отверстием диаметром 125 мкм.
Отверстие заполнялось жидкой углеводородной
системой, которая также выступала в качестве сре-
ды для равномерного распределения давления по
всему рабочему пространству камеры. При каж-
дой загрузке в камеру загружалось несколько кри-
сталлов рубина (Al2O3 с добавлением Cr) и Sm:YAG
(Y3Al5O12 с добавлением Sm) для контроля давле-
ния и температуры внутри образца по сдвигу ком-
бинационного рассеяния данных соединений (Mao
et al., 1986; Trotset al., 2013). Нагрев производили
двумя различными способами: с помощью рези-
стивного и лазерного нагрева.
Резистивный нагрев осуществлялся для экс-
периментов при температурах до 723 K с помо-
щью платинового нагревателя, установленного
внутрь тела ячейки с алмазными наковальнями
(cм. рис. 1). Температура измерялась при помощи
сдвига комбинационного рассеивания рубина. Для
дополнительного контроля температуры исполь-
зовалась Pt/Pt–Rh (10%) термопара, установленная
на боковую поверхность одного из алмазов. После
того как образец был загружен в отверстие про-
кладки, ячейка закрывалась и набиралось задан-
ное давление в образце с помощью винтов ячейки.
Далее осуществлялся нагрев. Температура подни-
малась со скоростью 50–60 K/ч, в соответствии с
данными термопары. Несколько раз в час темпера-
тура и давление внутри образца измерялись с по-
мощью сдвига комбинационного рассеяния руби-
на и Sm:YAG. Измерение осуществлялось на малой
мощности лазера для предотвращения возможно-
Рис. 1. Ячейка с алмазными наковальнями с платиновым нагревателем и термопарой.
Fig. 1. The diamond anvil cell with a Pt heater and a thermocouple.

ЛИТОСФЕРА том 21 № 3 2021


292
го воздействия лазера на углеводородную систе-
му (Serovaiskiiet al., 2017). Давление держалось по-
стоянным во время всего эксперимента. После то-
го, как необходимая температура в образце была
достигнута, образец выдерживался при заданных
термобарических параметрах необходимое коли-
чество времени. Затем нагрев отключался и обра-
зец охлаждался.
Анализ образца осуществлялся под давлением
при комнатной температуре до и после нагрева с
помощью спектрометра комбинационного рассея-
ния LabRam в паре с He–Ne лазером с длиной вол-
ны 514.5 нм и мощностью от 0.001 до 0.6 Вт.
Нагрев образца до 1200–1800 K осуществлялся
с помощью двух лазеров мощностью 50 и 100 Вт.
Подробное описание лазерной установки пред-
ставлено в работе (Kupenkoet al., 2012). При ис-
пользовании лазерного нагрева температура на
поверхности образца вычислялась путем обра-
ботки спектра излучения с помощью мультивол-
новой спектральной радиометрии (Dubrovinskyet
al., 1999). Температурный спектр записывался в
диапазоне длин волн видимого света и ближнего
инфракрасного излучения (600–900 нм). Анализ
образца осуществлялся под давлением при ком-
натной температуре до и после нагрева. Для ана-
лиза твердой фазы использовалась конвекцион-
ная спектроскопия Мессбауера с источником 57Co.
Изомерный сдвиг и шкала скоростей калиброва-
лись по отношению к α-Fe. Полученные спектры
Мессбауера обработали с помощью кривых Ло-
ренца, используя компьютерный продукт MossA
(Prescheret al., 2012).
Камера высокого давления типа Тороид
(РГУ нефти и газа (НИУ) имени И.М. Губкина,
Москва)
Камера позволяла исследовать превращения ве-
ществ при давлениях до 8 ГПа и температурах до
1800 К, образец выдерживался при заданных усло-
виях от нескольких секунд до нескольких суток.
В сборку для проведения лабораторного исследо-
вания входили пара твердосплавных матриц, каме-
ра высокого давления, капсула объемом 0.3 см3 и
два графитовых резистивных нагревателя. Прин-
цип работы установки основан на передаче давле-
ния гидравлической системы на пуансоны, твердо-
сплавные матрицы и, наконец, на капсулу с образ-
цом (рис. 2). Смесь воды и карбида железа загружа-
лась в капсулу, которая помещалась в камеру То-
роид и закрывалась нагревателями сверху и снизу.
Вся сборка устанавливалась между двумя матри-
цами. По достижении заданного давления вклю-
чался резистивный нагрев. Давление и температу-
ра в капсуле контролировались с помощью кали-
бровочных кривых. После выдержки в течение за-
данного времени температура в сборке снижалась
методом закалки, после чего сбрасывалось давле-
ние. Далее капсула направлялась на анализ газо-
вой фазы продукта реакции.
Для анализа использовался газовый хромато-
граф “Хроматек-5000” со специальной системой
ввода пробы. Капсула с образцом помещалась в
герметичное вскрывающее устройство для извле-
чения газообразных продуктов из образца. Хро-
матограф был оснащен капиллярной и насадочной
Рис. 2. Сборка с камерой Тороид.
1 – камера Тороид, 2 – твердосплавные матрицы, 3 – капсула с образцом, 4 – нагреватели.
Fig. 2. The assembly with a toroid-type chamber.
1 – the toroid-type chamber, 2 – hard-alloy matrices, 3 – the cell with a sample, 4 – heaters.

LITHOSPHERE (RUSSIA) volume 21 No. 3 2021
293


колонками, а также пламенно-ионизационным де-
тектором и детектором теплопроводности, что по-
зволяло фиксировать присутствие и измерять от-
носительное количество легких углеводородов,
а также CO2, O2, N2, и CO в исследуемом продук-
те. Подробное описание экспериментальной мето-
дики представлено в работах (Mukhinaet al., 2017;
Serovaiskiiet al., 2020б).
РЕЗУЛЬТАТЫ ЭКСПЕРИМЕНТОВ
Что происходит с углеводородными системами
при погружении в составе слэба на различных глу-
бинах? До каких глубин углеводородные системы,
погружающиеся вместе со слэбом, могут сохра-
нять свою стабильность? Для ответа на эти вопро-
сы нами были проведены эксперименты по изуче-
нию трансформации углеводородных систем в ус-
ловиях, моделирующих термобарические условия
в слэбе на различных глубинах. В экспериментах
мы моделировали погружение углеводородных си-
стем и изучали их трансформацию по мере роста
термобарических параметров.
“Погружение” углеводородной системы
до глубины 50 км
В этой серии экспериментов мы использовали мо-
дельную углеводородную систему, сходную с при-
родным газоконденсатом и имеющую известный ка-
чественный и количественный состав (рис. 3). Выбор
модельной система обусловлен тем, что система име-
ет четкие рамановские спектры без люминесценции.
Эксперименты проводились в ячейках с алмаз-
ными наковальнями с резистивным нагревом с ис-
пользованием in situ спектроскопии комбинацион-
ного рассеяния. Мессбауэровская спектроскопия
применялась для анализа твердых продуктов ре-
акций. Исходные реагенты и параметры экспери-
ментов приведены в табл. 1.
В результате первой серии экспериментов бы-
ло установлено, что интенсивность, форма и сдвиг
комбинационного рассеяния всех пиков модель-
ной системы до и после экспериментов не менялись
(Kutcherovet al., 2020; Serovaiskiiet al., 2019a). После
экспериментов никаких новых пиков не было обна-
ружено, что свидетельствует об отсутствии новых
компонентов в смеси. Увеличение времени выдерж-
ки также не повлияло на состав системы. Пример
спектров комбинационного рассеяния модельной
смеси углеводородов, полученных после 3-часового
нагрева при 593 K и 0.7 ГПа и 12-часового нагрева
при 723 K и 1.4 ГПа, представлен на рис. 4.
Соединения железа считаются основными ре-
гуляторами фугитивности кислорода в глубинных
слоях Земли (Frostet al., 2008). Мы добавили по-
рошкообразный Fe2O3 (обогащенный 57Fe) в угле-
водородную систему для моделирования окисли-
тельной обстановки. Анализ твердых продуктов,
проведенный с помощью спектроскопии Мессбау-
ера до и после 12-часового нагрева при 723 K под
давлением 1.4 ГПа, показал, что никаких новых со-
единений железа не было зафиксировано на спек-
тре после нагрева (Serovaiskiiet al., 2020a). Это оз-
начает, что оксид железа не вступил в химическую
реакцию с углеводородами в течение 12 ч нагрева
под давлением.
Рис. 3. Состав модельной углеводородной систе-
мы (ρ4
20 = 794.7 кг/м3).
Fig. 3. Fraction composition of the model hydrocar-
bon system (ρ4
20 = 794.7 kg/m3).
Таблица 1. Исходные реагенты и параметры первой серии экспериментов
Table 1. Initial substances and conditions of the rst series of experiments
Исходные реагенты Давление, ГПа , K Глубина, км Время выдержки, ч
Модельная система 0.7 593 20–30 3
Модельная система 1.2 693 30–40 3
Модельная система 1.4 723 40–50 12
Модельная система + Fe2O3 1.4 723 40–50 12

ЛИТОСФЕРА том 21 № 3 2021


294
Рис. 4. Спектр комбинационного рассеяния модельной углеводородной системы до нагрева (),
после нагрева в течение 3 часов при 593 K и 0.7 ГПа () и в течение 12 ч при 723 K и 1.4 ГПа
().
Fig. 4. Raman spectra of the model hydrocarbon system before heating (), after 3 h heating at 593 K and
0.7 GPa (), and after 12 h heating at 723 K and 1.4 GPa ().
Полученные результаты позволяют сделать вы-
вод о том, что при “погружении” сложной угле-
водородной системы, сходной по составу с газо-
вым конденсатом, система сохраняла свой перво-
начальный состав при термобарических условиях,
соответствующих глубине 50 км.
“Погружение” углеводородной системы
до глубины 280 км
В этой серии экспериментов исследовалось по-
ведение системы, состоящей из смеси предельных
углеводородов (С15–С40, 99.9%, Merch KGaA, EMD
Millipore Chemical 1.07160.1000) и различных желе-
зосодержащих минералов, обогащенных 57Fe, при
“погружении” в составе слэба на глубину до 280 км.
Исходные реагенты и параметры экспериментов
приведены в табл. 2.
Эксперименты проводились в ячейках с алмаз-
ными наковальнями с лазерным нагревом.
При моделировании погружения системы “па-
рафиновое масло + пироксеновое стекло” до глу-
бин 60–70 км (см. табл. 2) на мессбауэровских спек-
трах образцов, полученных после экспериментов,
был обнаружен гидрид железа. При дальнейшем
“погружении” до глубины 270–280 км (см. табл. 2)
зафиксирована смесь гидрида железа FeH и карби-
да железа Fe7C3 (Serovaiskiiet al., 2019a).
Таблица 2. Исходные реагенты и параметры второй серии экспериментов
Table 2. Initial substances and conditions of the second series of experiments
Исходные реагенты Давление,
ГПа , K Глубина, км Время выдержки, ч
Парафиновое масло + пироксеновое стекло
(Mg0.91Fe0.0 9)(Si0.91Al0.09)O32.6 1500 60–70 0.1
Парафиновое масло + Fe0.94O 7.5 1600 210 –230 0.1
Парафиновое масло + пироксеновое стекло
(Mg0.91Fe0.0 9)(Si0.91Al0.09)O38.8 160 0 270–280 0.1

LITHOSPHERE (RUSSIA) volume 21 No. 3 2021
295


Ри с. 5. Спектр комбинационного рассеяния прод уктов реакции системы “парафиновое масло–оксид желе за”
при 7.5 ГПа и 1600 K.
Fig. 5. Raman spectra of the reaction products of the system “paran oil–iron oxide” at 7.5 GPa and 1600 K.
При замене пироксенового стекла на оксид желе-
за (II) – вюстит – и “погружении” системы “парафи-
новое масло + оксид железа” до глубин 210– 230 км
(см. табл. 2) в продуктах реакции с помощью спек-
троскопии комбинационного рассеяния были обна-
ружены углеводороды и графит (рис. 5). Мессбауэ-
ровские спектры показывают наличие смеси гидри-
да железа FeH и карбида железа Fe7C3 в продуктах
реакции (Serovaiskiiet al., 2019a).
По результатам второй серии экспериментов
можно сделать вывод о том, что нагрев углеводо-
родов с оксидами или силикатами железа выше
1300 K при давлении выше 7 ГПа приводит к обра-
зованию смеси гидрида железа и карбида железа.
Такие термобарические условия существуют в слэ-
бе на глубинах 210–280 км. Следует отметить, что
образование смеси карбидов и гидридов железа на-
блюдалось независимо от того, использовались ли
железосодержащие силикаты или оксиды в каче-
стве исходных материалов.
Карбиды железа, переносимые конвективны-
ми потоками из слэба в астеносферу, могут взаи-
модействовать с водой или водородом, имеющи-
мися в астеносфере. Что получается при такого ро-
да химической реакции? Как ни странно, но до не-
давнего времени реакция карбидов железа с водой
при экстремальных термобарических параметрах
не изучалась. Третья серия экспериментов, резуль-
таты которой представлены ниже, позволила вос-
полнить этот пробел.
Взаимодействие карбида железа и воды при
термобарических условиях астеносферы
Реакция карбида железа с водой изучалась при
термобарических условиях, сходных с условиями
на глубинах 100–150 км (910–1220 K и 2.5–4.5 ГПа).
Эксперименты проводились на прессе высокого
давления в камерах типа Тороид. Газовый хрома-
тограф “Хроматек-5000” использовался для анали-
за продуктов реакции.
Как показали результаты экспериментов, опу-
бликованные в работе (Serovaiskiiet al., 2019б), при
взаимодействии карбида железа с водой при тер-
мобарических условиях, сходных с условиями на
глубинах около 120–170 км, наблюдалось образо-
вание смеси легких парафиновых и нафтеновых
углеводородов (рис. 6). Анализ твердых продук-
тов реакции выявил наличие оксида железа (Fe3O4)
при полном отсутствии исходного Fe3C (Serovaiskii
et al., 2019б).
Полученные экспериментальные данные по-
зволяют описать реакцию взаимодействии карби-
да железа с водой при экстремальных термобари-
ческих условиях следующим образом:
Fe3C + H2O → Fe3O4 + CnH2n+2 + CmH2m.
ГЕОЛОГИЧЕСКИЕ ДАННЫЕ
Полученные экспериментальные результаты
сопоставлены с геологическими наблюдениями в

ЛИТОСФЕРА том 21 № 3 2021


296
Рис. 6. Продукты реакции взаимодействии карбида железа с водой.
1 – при 4.5 ГПа и 1120 К, 2 – при 6.0 ГПа и 1220 К; голубой цвет – содержание метана, оранжевый – содержание этана,
серый – содержание насыщенных углеводородов С3–С7.
Fig. 6. Reaction products of the interaction of iron carbide with water.
1 – at 4.5 GPa and 1120 К, 2 – at 6.0 GPa and 1220 К; blue color – methane, orange color – ethane, grey color – saturated hydro-
carbons С3–С7.
островодужных системах – древних (Урал) и со-
временных (Камчатка). Поскольку нами экспери-
ментально изучалось поведение углеводородов в
субдуцируемой океанической коре, то, соответ-
ственно, наиболее интересны данные по углеводо-
родам в ультрабазитах.
Прежде всего отметим, что о присутствии угле-
водородов в ультраосновных породах известно
уже достаточно давно. Так, еще П.Н. Кропоткин и
К.А. Шахварстова (Кропоткини др., 1959) провели
обобщение известных на то время данных о рас-
пространении твердых битумов, нефти и горючих
газов в массивах ультрабазитов, в траппах и вул-
канических трубках. На достаточно многочислен-
ных примерах с Кубы, Мексики, Техаса, Турции и
других регионов эти авторы показали, что масси-
вы ультраосновных пород нередко содержат угле-
водороды, и иногда – даже их промышленные ме-
сторождения. Основные выводы П.Н. Кропоткина
и К.А. Шахварстовой сводились к тому, что связь
ультрабазитов и углеводородов имеет двойствен-
ную природу – часть углеводородов генетически
связана с основными и, особенно, ультраосновными
породами, а “  
      
     -

   ” (с. 163). Откуда сле-
дует, что “     
” (с. 164).
Большое внимание взаимосвязи нефтяных ме-
сторождений и серпентинизированных ультраба-
зитов было уделено Р.М. Юрковой (Юркова, 2003;
Юркова, Воронин,2010), преимущественно на ма-
териалах Охотского моря и о-ва Сахалин. Соглас-
но ее модели, формирование офиолитовой ассоци-
ации в этом регионе в целом происходило в еди-
ной флюидонасыщенной магмато-метаморфиче-
ской геотермальной системе. При этом серпенти-
ниты экранировали углеводородные флюиды, соз-
давая природную автоклавную ситуацию. Флюид-
ное сверхдавление обеспечивало подъем серпен-
тинитового диапира, гидроразрыв перекрываю-
щих слоев, а также преобразование углеводородов
и формирование гомологов метана при реакциях
типа 2СН4 → С2H6 + Н2.
В работах В.С. Зубкова (2009; и др.) также обо-
сновывалась гипотеза мантийного генезиса тяже-
лых углеводородов и битумов альпинотипных уль-
трабазитов (преимущественно на материалах по
Восточному Саяну). Отмечалось, что другим, так-
же возможным, путем синтеза тяжелых углево-
дородов в офиолитовых сериях является реакция
между СО и Н2 на минералах-катализаторах (по
типу реакции Фишера–Тропша) или поликонден-
сация метана, образующегося при серпентиниза-
ции ультрабазитов под воздействием неорганиче-
ских газов. Следующий способ образования би-
тумов заключается в контаминации органических
соединений из вод океанов в процессе серпентини-

LITHOSPHERE (RUSSIA) volume 21 No. 3 2021
297


зации ультрабазитов. Образование алмазов и вы-
соких концентраций платиноидов в углеродизи-
рованных зонах в древних офиолитах Восточного
Саяна связывалось В.С. Зубковым (2009) с кристал-
лизацией в  условиях верхней мантии и транс-
портировкой в виде мантийных высокомолекуляр-
ных элементоорганических соединений.
На Урале, как известно (Иванов, 1998, 2001), при-
знаки субдукции проявлены очень четко; есть и са-
ма палеозона субдукции в ее конечном выражении –
Главный Уральский глубинный разлом (ГУГР). Он
протягивается в субмеридиональном направлении
более чем на 2000 км и делит Уральский складча-
тый пояс на два сектора – западный (палеоконти-
нентальный) и восточный (палеостроводужный).
Есть здесь и субдукционные HP-LT комплексы
(максютовский эклогит–глаукофансланцевый и др.)
в лежачем западном крыле ГУГРа и надсубдукци-
онные андезитоиды в его висячем крыле (ирендык-
ский, улутауский комплексы и др.). Очень важен и
надежно установленный факт, что метаморфиты
максютовского комплекса и надсубдукционные ан-
дезитоиды одновозрастны (Glodnyet al., 2002; Ива-
нов, 1998; и др.) (≈380–375 млн лет на Южном Ура-
ле). Структурные и палеомагнитные данные свиде-
тельствуют о том, что субдукция (и последующая
коллизия) на Урале были не фронтальными, а про-
исходили по косой и сопровождались значительны-
ми движениями уральских блоков к северу в позд-
нем палеозое. Опираясь на данные о возрасте вы-
сокобарического метаморфизма на юге (максютов-
ский комплекс 378 ± 3 млн лет) и севере (неркаю-
ский комплекс (351.3–352.5) ± 3.6 млн лет) Урала,
была подсчитана (Иванов, 2001) скорость палеосуб-
дукции – 2.8 ± 0.5 см/год.
На Урале присутствуют два главных типа уль-
трабазитов (Ефимов, 1984; Золоевet al., 1985):
1) альпинотипные (офиолитовые), наиболее круп-
ные массивы которых располагаются в зоне ГУГР,
протягиваясь более чем на 2 тыс. км и 2) платино-
носные – зональные дунит-клинопироксенит-габ-
бровые массивы, располагающиеся в надсубдукци-
онной обстановке (Иванов и др.,2007), сразу восточ-
нее ГУГРа на Среднем и Северном Урале (рис. 7).
Установлены (Штейнберг, Лагутина1984) сле-
дующие формы углерода в ультрабазитах Урала:
свободный углерод (500 ± 100 г/т), содержание ко-
торого не зависит от степени серпентинизации, но
связано с составом пород; карбидный углерод, вхо-
дящий в состав когенита (≈1000 г/т), образующий-
ся под воздействием серпентинизирующих раство-
ров (13FeO + CO2 = Fe
3C + 5Fe2O3); карбонатный
углерод, количество которого зависит от состава
пород, поскольку он в некотором количестве кон-
центрируется в брусите серпентинизированных
дунитов, замещая гидроксил, и отсутствует в эн-
статит-содержащих ультрамафитах. Кроме того, в
подчиненном количестве отмечены и другие фор-
мы углерода – муассонитовая (10 г/т), битумная (от
следов до 100 г/т), газовая – СО2, СН4 и, крайне ред-
ко, алмазы.
Редкие (но тем не менее весьма важные, в част-
ности, как показатель сверхвысоких давлений) на-
ходки алмазов фиксируются на Урале в ультра-
базитах обоих типов (Иванов, 2013; Харитонов,
2006). Наиболее известны многочисленные мелкие
алмазы из офиолитового массива Рай-Из Полярно-
го Урала (Yanget al., 2007).
По (Штейнберг, Лагутина,1984), в свежих ду ни-
тах Нижнетагильского (платиноносного) массива
обычно соде рж и тся 250 – 480 г/т Собщ. В се рпе н тини-
зированных (от 57 до 96%) дунитах разных офио-
литовых аллохтонов содержание битума составля-
ет от 1 до 63 г/т. В этих породах обнаружены по-
лициклические ароматические углеводороды, ко-
личество которых изменяется от 5 до 103 г/т. Сре-
ди них идентифицированы С14Н10, С20Н12, С22Н12 и
С24Н12. В ультрамафитах наиболее крупного альпи-
нотипного массива – Войкаро-Сыньинского (По-
лярный Урал) – определено содержание тяжелых
алканов: в гарцбургите – 1.3 г/т (δ13С = –23.4‰),
верлите – 1.6 г/т (δ13С = –26.5‰), вебстерите – 1 г/т,
пироксените – 2.3 г/т (δ13С = –26.7‰). По соста-
ву алканы в пироксените изменяются от С18Н38 до
С33Н68 (с максимумом на С22). В них также присут-
ствуют пристан (С19Н40) и фитан (С20Н42) (Sugisaki,
Mimura, 1994).
В обоих типах ультрабазитов обнаружены ско-
пления газов, выделяющихся при горных работах
и бурении скважин. Среди них преобладают водо-
род и метан с небольшой примесью этана, пропа-
на, а также CO. Так, скопления газов зафиксиро-
ваны в дунитах платиноносного Нижнетагильско-
го массива на Среднем Урале. Они были отмече-
ны еще академиком А.Н. Заварицким (1925) в глу-
бокой скважине, пробуренной в 1924 г. на глубине
600 м в свежих (не затронутых серпентинизацией)
дунитах, при давлении 60 атм. Газ выполнял миа-
роловую пустоту в дунитах, выделялся в течение
недели и состоял на 66.5% из водорода, 9.5% из ме-
тана, 20.5% – азота, 3.8% – кислорода и 0.22% “ред-
ких газов”.
В Кемпирсайском альпинотипном ультрабази-
товом массиве из зоны ГУГР крайнего юга Ура-
ла газ, выделившийся из серпентинизированных
гарцбургитов при проходке квершлага на горизон-
те №135 (глубина от поверхности около 450 м), со-
держал 88–92% водорода. Здесь были исследова-
ны (Симонов и др., 1988) закономерности распре-
деления газов в ультрабазитах и хромитах круп-
нейшего в Евразии Кемпирсайского месторожде-
ния по разрезу глубокой скв. 222 на месторожде-
нии Алмаз-Жемчужина. Всего с глубины 500 м и
до глубины 1350 м (опробованы надрудный, руд-
ный и подрудный интервалы) было сделано 172
анализа газов, среди которых (кроме воды) преоб-

ЛИТОСФЕРА том 21 № 3 2021


298
Рис. 7. Палеогеодинамическая схема формирования Главного Уральского глубинного разлома и Платино-
носного пояса Урала (для среднего палеозоя).
1 – мантия, 2 – дуниты, 3 – габбро-нориты, 4 – оливин-анортитовые габбро, 5 – океаническая кора, 6 – андезиты, 7 – гра-
нитоиды, 8 – клинопироксениты, 9 – кремни, 10 – аккреционная призма, 11 – терригенные толщи, 12 – рифовые извест-
няки, 14 – фундамент Русской платформы, 15 – месторождения нефти.
Fi g. 7. The paleogeodynamic scheme of the formation of the Main Uralian deep fault and the Platinum-bearing belt
of the Urals (for the Middle Paleozoic).
1 – mantle, 2 – dunites, 3 – gabbro-norites, 4 – gabbro, 5 – oceanic crust, 6 – andesites, 7 – granitoides, 8 – clinopiroxe-
nites, 9 – cherts, 10 – accretionary prism, 11 – terrigenous strata, 12 – reef limestones, 14 – basement of the Russian platform,
15 – oil elds.
ладают CO2, CO, CH4, H2, N2. Установлено, что со-
держание газов в ультрабазитах растет с глубиной
(до 4000 см3/кг). Максимальное количество газов
зафиксировано в центре рудного интервала и зоне
нижнего рудного контакта (до 10 000 см3/кг). По-
казана явная связь хромитового оруденения с CO,
CH4 и азотом.
Представляют значительный интерес и недавно
сделанные на Урале первые находки метана в оли-
винах из не затронутых серпентинизацией ультра-
мафитов (Чащухин и др., 2020) (поскольку ранее ме-
тан рассматривался чаще всего лишь как продукт
серпентинизации). В оливинах уральских несерпен-
тинизированных ультрамафитов (Нижнетагильско-
го массива Платиноносного пояса и Кемпирсайско-
го офиолитового массива) были обнаружены цепоч-
ки тонких включений размером от 2 до 20 мкм. Из-
учение газового состава методом рамановской спек-
троскопии в широком диапазоне значений раманов-
ского сдвига 800–4300 см-1 показало, что все вклю-
чения представлены метаном. Исключительно ме-
тановый состав включений, независимо от форма-
ционной принадлежности ультрамафитов, позво-
лил сделать предположение об их генерации в сход-
ных условиях, на границе переходная зона – верх-
няя мантия (Чащухин и др.,2020).
Таким образом, геологические и эксперимен-
тальные данные в целом подтверждают друг дру-
га. Нефть из зоны субдукции Урала не сохрани-
лась, очевидно, главным образом ввиду ее древ-
ности1. Но нефть, связанная с зонами субдукции,
1 Нельзя согласиться с иногда высказываемым мнени-
ем, что все нефти Западно-Сибирского нефтегазонос-
ного мезо-кайнозойского мегабассена практически
являются нефтями из зоны субдукции Урала (Гаври-
лов и др., 2014). Во-первых, субдукция на Урале завер-
шилась задолго до формирования этого мегабассей-
на, во-вторых, на заключительных стадиях развития
Урала субдукция сменила направление и происходила
уже на запад (Рыльков и др., 2013).

LITHOSPHERE (RUSSIA) volume 21 No. 3 2021
299


хорошо известна на Камчатке, в кальдере Узон, а
также в других островодужных системах – Япо-
нии, Новой Зеландии, Индонезии и др. (Braultet
al., 1990; Westonet al., 1987; Yamanakaet al., 2000;
Добрецов и др., 2015).
Согласно датированию по C14, нефть Узона счи-
тается наиболее молодой на Земле – ее возраст, по
разным определениям, варьирует от менее чем 50
лет до 1200 лет (Варфоломееви др., 2011; Добре-
цови др., 2015). Нефтяные выходы кальдеры влк.
Узон расположены в крупном геотермальном по-
ле, связанном с современным вулканизмом и нахо-
дящемся в восточной части Камчатки (расстояние
до зоны субдукции можно оценить здесь, исходя из
ее геометрии по сейсмическим данным (Кулаков и
др., 2011), в 160 км) (рис. 8).
В кальдере Узон наблюдается нефть двух обо-
собленных фракций. 1. Зеленая (буреющая при со-
прикосновении с воздухом) тяжелая (0.9148–0.9767
г/см3) вязкая смолистая (смол до 9.3%) сернистая
(до 2.01 %) малопарафинистая (до 2.1%) нефть ме-
тано-нафтено-ароматического типа с уникально
Рис. 8. Положение проекции вулканов Узон и Толбачик на сечение 12 Курило-Камчатской островной дуги
по (Кулаков и др., 2011).
Цветом показаны аномалии скоростей Р- и S-волн (красным – отрицательные, синим – положительные). Серыми
линиями показаны верхняя и нижняя границы слэба. Точки – гипоцентры землетрясений.
Fig. 8. The position of the projection of the Uzon and Tolbachik volcanoes on cut 12 of the Kuril-Kamchatka island
arc (Kulakov et al., 2011).
The color shows the anomalies of the P- and S-wave velocities (red – negative, blue – positive). The grey lines show the upper and
lower borders of the slab. Points – hypocenters of earthquakes.
высокой оптической активностью (αD = 24.2%) и
чрезвычайно низкой степенью зрелости, содержа-
щая от 7 до 10% гетероциклических соединений,
незначительное (0.3%) количество асфальтенов.
Концентрация насыщенных УВ примерно в два
раза превышает содержание ароматических (Ви-
ноградоваи др., 2017; Добрецови др.,2015; Лукин
и др.,2004).
2. Бесцветный, постепенно улетучивающийся
углеводородный конденсат с сильным керосино-
вым запахом. Иногда конденсат частично смеши-
вается с нефтью, чем вызваны вариации составов,
опубликованных разными исследователями.
Изучение изотопного состава углерода, водо-
рода и серы в узонской нефти, хотя и не показало
совершенно однозначных результатов, тем не ме-
нее привело его авторов к выводу, что “
“”

-
-
      

ЛИТОСФЕРА том 21 № 3 2021


300
-
” (Лукин и др.,
2004). Промышленного значения узонская нефть,
очевидно, не имеет, поскольку покрышка здесь от-
сутствует. Становится, по всей видимости, понят-
ной и природа находок алмазов (Кутыев, Кутые-
ва, 1975) в надсубдукционных андезито-базаль-
тах Камчатки: мы полагаем, что данные алмазы
есть продукт преобразования углеродсодержащих
осадков, а в некоторых случаях (например – карбо-
надо), возможно, и углеводородов в условиях высо-
ких давлений в зоне субдукции. Эти алмазы сей-
час уже достаточно хорошо изучены. Так, В.И. Си-
лаевым с коллегами (2015) детально описаны алма-
зы в андезибазальтах трещинного Толбачинского
извержения (ТТИ) 27.12.2012–9.10.2013. Из относи-
тельно небольших проб вулканитов ТТИ было из-
влечено несколько сотен монокристальных алма-
зов размером от 250 до 700 мкм. Зерна толбачин-
ских алмазов обнаружены главным образом в по-
рах пузыристых андезибазальтовых лав Проры-
ва Набоко. При этом срастаний алмазов со стекло-
фазой и минералами собственно вулканитов обна-
ружено не было. Судя по особенностям локализа-
ции в вулканитах, толбачинские алмазы образова-
лись, вероятнее всего не из расплава, а из вулка-
нических углеводородсодержащих газов. Алмазы
представляют собой хорошо образованные, изоме-
тричные, плоскогранно-острореберные кристал-
лы с примерно равновеликими гранями октаэдра
и куба. Достоверность их диагностики исчерпыва-
юще подтверждается данными рентгеноструктур-
ного анализа, раман- и ЭПР-спектроскопии, тер-
мографии и мн. др. Вся совокупность полученных
данных свидетельствует о генетическом своеобра-
зии толбачинских алмазов, вследствие чего было
предложено выделить Толбачинское алмазопрояв-
ление в неизвестный ранее вулканогенно-эруптив-
ный, или толбачинский, генетический тип (Сила-
еви др.,2015). Широко известны и находки карбо-
надо в меланократовых базальтоидах Козельского
вулкана, который расположен в 20 км к западу от
побережья Тихого океана и входит в состав Ава-
чинской группы вулканов (Горшкови др.,1995).
Находки полициклических и ароматических
углеводородов в вулканических породах отмеча-
ются достаточно регулярно, причем как в остров-
ных дугах, так и в районах срединно-океанических
хребтов, т.е. и на начальных, и на конечных эта-
пах глубинного цикла углеводородов (Cliftonet al.,
1990; Геннадиеви др., 1996; Мархинин, 1985; Под-
клетнов, 1985). Впереди задача их сравнительного
изучения.
Все эти (и многие другие) геолого-геохимиче-
ские данные по природным объектам весьма со-
звучны с представленными выше результатами
экспериментов.
ОБСУЖДЕНИЕ РЕЗУЛЬТАТОВ
Наличие экспериментальных данных и геоло-
гических наблюдений, в том числе приведенных
в данной работе, позволяют описать глубинный
углеводородный цикл (рис. 9).
Аккумулированные в виде залежей в земной
коре углеводороды погружаются в составе суб-
дукционного слэба, сохраняя свою стабильность
по крайней мере до глубины 50 км – зоны терми-
ческой стабильности углеводородов. На глубине
50–80 км углеводороды, которые находятся в этих
условиях в сверхкритическом состоянии, начина-
ют взаимодействовать с окружающими железосо-
держащими минералами. При дальнейшем погру-
жении происходит трансформация первоначаль-
ной углеводородной системы. Продуктом такого
рода трансформации является новая углеводород-
ная фаза, содержащая легкие углеводороды, гра-
фит и воду. Метан и другие легкие углеводороды
могут мигрировать вверх по границе слэб–конти-
нентальная плита и образовывать углеводородные
скопления в толще континентальной плиты. На
глубине 100–200 км углеводороды реагируют с же-
лезосодержащими минералами, присутствующи-
ми в слэбе, с образованием гидрида железа FeH. На
глубине 210–290 км в системе присутствует смесь
гидрида и карбида железа.
В условиях вязкого течения карбиды железа,
отрываясь от погружающейся литосферной плиты,
могут переноситься в конвектирующую астенос-
феру на большие расстояния и выступать как до-
норы углерода. Реагируя с водородом или с водой,
имеющимися в астеносфере, карбиды при соот-
ветствующих термобарических условиях образу-
ют водно-углеводородный флюид. В дальнейшем
мантийный флюид может мигрировать по глубин-
ным разломам в земную кору и образовывать, как
правило, многопластовые нефтегазовые залежи в
горных породах любого литологического состава,
генезиса и возраста.
Кроме того, как показывают теоретические рас-
четы (Kenneyet al., 2002; Spanuet al., 2011; Зубков,
2009; Карпов и др.,1998; Sverjenskyet al., 2014) и
результаты экспериментов (Кучеров и др.,2010;
Соколи др.,2017; So n i n et al., 2014), подробный ана-
лиз которых представлен в работе (Kolesnikovet al.,
2017), абиогенный синтез сложных углеводородных
систем возможен при температурах 1200–2000 K и
давлении 3–7 ГПа. Подобные условия имеются в
определенном слое верхней мантии Земли – асте-
носфере – на глубине 100–250 км. Здесь же присут-
ствуют доноры углерода и водорода и может соз-
даваться благоприятная восстановительная обста-
новка. Эти глубинные углеводороды также уча-
ствуют в глубинном углеводородном цикле, явля-
ясь дополнительной подпиткой общего восходяще-
го потока водно-углеводородного флюида.

LITHOSPHERE (RUSSIA) volume 21 No. 3 2021
301


Рис. 9. Глубинный цикл углеводородов (Кучеров и др., 2020).
Fig. 9. The deep hydrocarbon cycle (Kucherov et al., 2020).
Миграция и аккумуляция углеводородов рас-
сматриваются как результат единой структурно-
вещественной эволюции земной коры и верхней
мантии (Муслимов и др, 2005). Глубинный цикл
углеводородов является частью этой эволюции.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
Варфоломеев С., Карпов Г., Синал Г.А., Ломакин С., Ни-
колаев Е. (2011) Самая молодая нефть Земли. 
438(3), 345-347.
Виноградова Т., Пунанова С. (2017) Нафтиды Восточ-
ной Камчатки и Калифорнийского бассейна Гуйа-
мас.    -
    ,
3(18), 40-41.
Гаврилов С. В., Харитонов А. Л. (2014) О возможной ло-
кализации мантийных каналов абиогенных углево-
дородов, выносимых в кору из мантии Земли у зон
субдукции. , 2(8), 1266-1275.
Геннадиев А., Пиковский Ю.И, Флоровская В.Н., Алексе-
ева Т.А., Козин И.С., Оглоблина А.И., Раменская М.Е.,
Теплицкая Т.А., Шурубор Е.И. (1996) Геохимия поли-
циклических ароматических углеводородов в горных
породах и почвах. М.: Изд-во МГУ, 192 с.
Горшков А., Селивестров В., Байков А., Аникин Л., Сив-
цов А., Дунин-Барковский Р. (1995) Кристаллохимия
и генезис карбонадо из меланократовых базальтои-
дов вулкана Авача на Камчатке. -
, 37(1), 54-66.
Добрецов Н., Лазарева Е., Жмодик С., Брянская А., Мо-
розова В., Тикунова Н., Пельтек С., Карпов Г.А., Та-
ран О.П., Огородникова О.Л. (2015) Геологические,
гидрогеохимические и микробиологические осо-
бенности Нефтяной площадки кальдеры Узон (Кам-
чатка). , 56(1-2), 56-88.
Ефимов А.А. (1984) Габбро-гипербазитовые комплексы
Урала и проблема офиолитов. М.: Наука, 232 с.
Жариков В.А. (1976) Основы физико-химической петро-
логии. М.: МГУ, 420 с.
Заварицкий А.Н. (1925) Выделение газа из скважин в ду-
нитовом массиве на Урале. (4), 75 с.
Золоев К.К., Штейнберг Д.С., Чащухин И.С., Шмаи-
на М.Я., Медведева Т.Н., Глебова З.М. (1985) Аль-
пинотипные гипербазиты Урала. Свердловск: ИГГ
УНЦ АН СССР, 66 с.
Зубков В.С. (2009) Гипотезы происхождения тяжелых

ЛИТОСФЕРА том 21 № 3 2021


302
углеводородов и битумов в разновозрастных офио-
литах. , (1), 70-80.
Иванов К.С. (1998) Основные черты геологической исто-
рии (1.6– 0.2 млрд лет) и ст роения Урала. Дисс. … докт.
геол.-мин.наук. Екатеринбург: ИГ УрО РАН, 252 с.
Иванов К.С. (2001) Оценка палеоскоростей субдукции
и коллизии при формировании Урала.  ,
377(2), 231-235.
Иванов К.С. (2013) К вопросу об алмазоносности уль-
трабазитов Урала. , 5(95), 32-36.
Иванов К.С., Волченко Ю., Коротеев В. (2007) Природа
платиноносного пояса Урала и его хромит-платиново-
метальных месторождений. , 417(3), 369-373.
Карпов И.К., Зубков В.С., Степанов А.Н., Бычин-
ский В.А., Артименко М.В. (1998) Термобарический
критерий метастабильного состояния углеводоро-
дов в земной коре и верхней мантии. -
, 39(11), 1518-1528.
Кропоткин П.Н., Шахварстова К.А. (1959) Твердые би-
тумы, нефть и горючие газы в интрузиях гипербази-
тов, в траппах и вулканических трубках. 
-
 151-16 4.
Кулаков И.Ю., Добрецов Н.Л., Бушенкова Н.А., Яков-
лев А.В. (2011) Форма слэбов в зонах субдукции под
Курило-Камчатской и Алеутской дугами по данным
региональной томографии.   ,
52(6), 830-851.
Кутыев Ф.Ш., Кутыева Г.В. (1975) Алмазы в базальтои-
дах Камчатки. , 221(1), 183-186.
Кучеров В.Г. (2005) Экспериментальные исследования те-
плофизических свойств и фазового поведения слож-
ных углеводородных систем при высоком давлении.
Дисс. … докт. физ.-мат. наук. М.: МИТХТ, 211 с.
Кучеров В.Г., Дмитриевский А.Н., Иванов К.С., Серо-
вайский А.Ю. (2020) Глубинный цикл углеводоро-
дов – от субдукции к мантийному апвеллингу. 
, 492(1), 61-65.
Кучеров В.Г., Колесников А.Ю., Дюжева Т.И., Кулико-
ва Л.Ф., Николаев Н.Н., Сазанова О.А., Бражкин В.В.
(2010) Синтез сложных углеводородных систем при
термобарических параметрах, соответствующих ус-
ловиям верхней мантии. , 433(3), 361-364.
Лукин А.Е., Пиковский Ю.И. (2004) Новые данные об
изотопном составе гидротермальной нефти (кальде-
ра Узон на Камчатке). , 398(1), 90-93.
Мархинин Е. К. (1985) Вулканизм. М.: Мысль, 288 с.
Муслимов Р.Х., Постников А.В., Плотникова И.Н. (2005)
К вопросу о роли эндогенного фактора в формиро-
вании и распределении нефтегазоносности осадоч-
ных бассейнов (на примере Татарстана). ,
1(16), 37-39.
Подклетнов Н.Е. (1985) Вулканическое органическое
вещество. М.: Наука, 128 с.
Родкин М.В. (2005) Теории происхождения нефти: те-
зис–антитезис–синтез.  ,(6),
24 -27.
Рыльков С.А., Рыбалка А.В., Иванов К.С. (2013) Глубин-
ное строение и металлогения Урала: сопоставление
глубинной структуры Южного, Среднего и Поляр-
ного Урала. (1), 3-16.
Силаев В.И., Карпов Г.А., Ракин В.И., Аникин Л.П., Ва-
сильев Е.А., Филиппов В.Н., Петровский В.А. (2015)
Алмазы в продуктах трещинного Толбачинского из-
вержения 2012–2013, Камчатка.   -
, 1(26), 6-27.
Симонов В.А., Чащухин И.С., Ковязин С.В. (1988) Зако-
номерности распределения газов в хромитах и уль-
трабазитах Кемпирсайского месторождения. -
-
. Свердловск: ИГГ УрО АН, 89-100.
Сокол А.Г., Томиленко А.А., Бульбак Т.А., Соболев Н.В.
(2017) Синтез углеводородов при конверсии СО2
флюида водородом: экспериментальное моделиро-
вание при 7.8 ГПа и 1350℃.  , 477(6), 699-703.
Сорохтин Н.О., Лобковский Л.И., Семилетов И.П. (2018)
Глубинный цикл углерода и формирование абиоген-
ных углеводородов. -
, 329(8).
Сорохтин О.Г., Ушаков С.А., Федынский В.В. (1974) Ди-
намика литосферных плит и происхождение место-
рождений нефти. , 214(6), 1407-1410.
Харитонов Т.В. (2006) Анализ библиографии по алмазо-
носности Урала. , 4(8), 29-35.
Чащухин И.С., Вотяков С.Л., Панкрушина Е.А. (2020)
Первая находка метана в оливине из незатронутых
серпентинизацией ультрамафитов.  -
, 17, 543-546.
Штейнберг Д.С., Лагутина М.В. (1984) Углерод в уль-
трабазитах и базитах. М.: Наука, 110 с.
Юркова Р.М. (2003) Источники углеводородных флюи-
дов связанных с серпентинизацией улътрабазитов.
, М.: ГЕОС, 398-400.
Юркова Р.М., Воронин Б.И. (2010) Роль геодинамиче-
ской пары островная дуга–желоб в формировании и
размещении углеводородных флюидов и месторож-
дений. , 1(1).
Ague J.J. (2014) Deep carbon: Subduction goes organic, -
, 7(12), 860-861.
Brault M., Simoneit B.R.T. (1990) Mild hydrothermal alteration
of immature organic matter in sediments from the Brans-
eld Strait, Antarctica. , 5(1-2), 149-158.
Clifton C., Walters C., Simoneit B. (1990) Hydrothermal pe-
troleums from Yellowstone National Park, Wyoming,
USA. , 5(1-2), 169-191.
Dubrovinsky L.S., Saxena S.K. (1999) Emissivity meas-
urements on some metals and oxides using multiwave-
length spectral radiometry.   ,
31(4), 393-399.
Frost D.J., McCammon C.A. (2008) The redox state of Earth’s
mantle, , 36(1), 389-420.
Glodny J., Bingen B., Austrheim H., Molina J.F., Rusin A. (2002)
Precise eclogitization ages deduced from Rb/Sr mine-
ral systematics: the Maksyutov complex, Southern Urals,
Russia. , 66(7), 1221-1235.
Kelemen P.B., Manning C.E. (2015) Reevaluating carbon
uxes in subduction zones, what goes down, mostly
comes up. -
ences,  112(30), 3997-4006.
Kenney J.F., Kutcherov V.A., Bendeliani N.A., Alekseev V.A.
(2002) The evolution of multicomponent systems at high
pressures: VI. The thermodynamic stability of the hy-
drogen-carbon system: The genesis of hydrocarbons and
the origin of petroleum. , 99, 10976-10981.
Kolesnikov A., Kutcherov V.G., Goncharov A.F. (2009)
Methane-derived hydrocarbons produced under upper-
mantle conditions. , 2(8), 566-570.

LITHOSPHERE (RUSSIA) volume 21 No. 3 2021
303


Kolesnikov A.Y., Saul J.M., Kutcherov V.G. (2017) Chemis-
try of Hydrocarbons Under Extreme Thermobaric Con-
ditions. , 2(4), 1336-1352.
Kupenko I., Dubrovinsky L., Dubrovinskaya N., Mc-
Cammon C., Glazyrin K., Bykova E., Ballaran T.B.,
Sinmyo R., Chumakov A.I., Potapkin V., Kantor A.,
Ruer R., Hanand M., Crichton W., Merlini M. (2012)
Portable double-sided laser-heating system for Moss-
bauer spectroscopy and X-ray diraction experiments at
synchrotron facilities with diamond anvil cells. 
, 83(12).
Mann P., Gahagan L., Gordon M.B. (2003) Tectonic setting
of the world’s giant oil and gas elds, 15-105.
Manning C.E. (2014) Geochemistry: A piece of the deep
carbon puzzle. , 7(5), 333-334.
Mao H.K., XuJ., Bell P.M. (1986) Calibration of the ruby
pressure gauge to 800 kbar under quasi-hydrostatic con-
ditions. , 91, 4673-4676.
Mukhina E., Kolesnikov A., Kutcherov V. (2017) The lower 
limit of deep hydrocarbon synthesis by CaCO3 aqueous
reduction. , 7(1), 5749.
Plank T., Langmuir C.H. (1998) The chemical composi-
tion of subducting sediment and its consequences for the
crust and mantle. , 145(3–4), 325-394.
Pollack H.N., Chapman D.S. (1977) On the regional varia-
tion of heat ow, geotherms, and lithospheric thickness.
, 38, 279-296.
Prescher C., McCammon C., Dubrovinsky L. (2012) MossA:
a program for analyzing energy-domain Mossbauer spec-
tra from conventional and synchrotron sources.  
, 45, 329-331.
Serovaiskii A., Dubrovinsky L., Kutcherov V. (2020a) Sta-
bility of a Petroleum-Like Hydrocarbon Mixture at
Thermobaric Conditions That Correspond to Depths of
50 km. , 10(4), 355.
Serovaiskii A.Y., Kolesnikov A.Y., Kutcherov V.G. (2019а)
Formation of Iron Hydride and Iron Carbide from Hy-
drocarbon Systems at Ultra-High Thermobaric Condi-
tions. , 57(9), 1008-1014.
Serovaiskii A., Kolesnikov A., Mukhina E., Kutcherov V.
(2017) The photochemical reaction of hydrocarbons un-
der extreme thermobaric conditions. ,
950(4), 1-6.
Serovaiskii A., Kutcherov V. (2020б) Formation of complex
hydrocarbon systems from methane at the upper mantle
thermobaric conditions. , 10(1), 4559.
Serovaiskii A., Mukhina E., Dubrovinsky L., Chernout-
san A., Kudryavtsev D., McCammon C., Aprilis G.,
Kupenko I., Chumakov A., Hanand M., Kutcherov V.
(2019б) Fate of Hydrocarbons in Iron-Bearing Mineral
Environments during Subduction. , 9(11), 1-10.
Sonin V.M., Bul’bak T.A., Zhimulev E.I., Tomilenko A.A.,
Chepurov A.I., Pokhilenko N.P. (2014) Synthesis of
heavy hydrocarbons under P-T conditions of the Earth’s
upper mantle. , 454(1), 32-36.
Spanu L., Donadio D., Hohl D., Schwegler E., Galli G. (2011)
Stability of hydrocarbons at deep Earth pressures and
temperatures. , 108(17), 6843-6846.
Sverjensky D.A., Stagno V., Huang F. (2014) Important role
for organic carbon in subduction-zone uids in the deep
carbon cycle. , 7(12), 909-913.
Sugisaki R., Mimura K. (1994) Mantle hydrocarbons: Abiotic
or biotic? , 58(11), 2527-2542.
Trots D.M., Kurnosov A., Ballaran T.B., Tkachev S., Zhurav-
lev K., Prakapenka V., Berkowski M., Frost D.J. (2013)
The Sm:YAG primary uorescence pressure scale. 
, 118(11), 5805-5813.
Weston R.J., Woolhouse A.D. (1987) Organic geochemistry
of the sedimentary basins of New Zealand part IV. A bi-
omarker study of the petroleum seepage and some well
core bitumens from the geothermal region of Ngawha
Springs. , 2(3), 305-319.
Yamanaka T., Ishibashi J., Hashimoto J. (2000) Organic ge-
ochemistry of hydrothermal petroleum generated in the
submarine Wakamiko caldera, southern Kyushu, Japan.
, 31(11), 1117-1132.
Yang J.S., Bai W.J., Fang Q.S., Meng F.C., Chen S.Y.,
Zhang Z.M., Rong H. (2007) Discovery of diamond and
an unusual mineral group from the podiform chromite
ore, Polar Ural (In Chinese). , 34(5), 950-953.
REFERENCES
Ague J.J. (2014) Deep carbon: Subduction goes organic,
, 7(12), 860-861.
Brault M., Simoneit B.R.T. (1990) Mild hydrothermal alteration
of immature organic matter in sediments from the Brans-
eld Strait, Antarctica. , 5(1-2), 149-158.
Clifton C., Walters C., Simoneit B. (1990) Hydrothermal pe-
troleums from Yellowstone National Park, Wyoming,
USA. , 5(1-2), 169-191.
Chashchukhin I.S., Votyakov S.L., Pankrushina E.A. (2020)
The rst nd of methane in olivine from ultramac rocks
unaected by serpentinization.  
, 17, 543-546. (In Russian)
Dobretsov N.L., Lazareva E.V., Zhmodik S.M., Bryans-
kaya A.V., Morozova V.V., Tikunova N.V., Peltek S.E.,
Karpov G.A., Taran O.P., Ogorodnikova O.L. (2015) Ge-
ological, hydrogeochemical and microbiological fea-
tures of the Oil site of the Uzon caldera (Kamchatka).
 56 (1-2), 56-88. (In Russian)
Dubrovinsky L.S., Saxena S.K. (1999) Emissivity meas-
urements on some metals and oxides using multiwave-
length spectral radiometry.   ,
31(4), 393-399.
Frost D.J., McCammon C.A. (2008) The redox state of Earth’s
mantle, , 36(1), 389-420.
Emov A.A. (1984) Gabbro-hyperbasite complexes of the
Urals and the problem of ophiolites. Moscow, Nauka
Publ., 232 p. (In Russian)
Gavrilov S.V., Kharitonov A.L. (2014) On the possible lo-
calization of mantle channels of abiogenic hydrocarbons
carried into the crust from the Earth’s mantle near sub-
duction zones.  , 2(8), 1266-1275. (In
Russian)
Gennadiev A., Pikovsky Yu., Florovskaya V.N., Aleksee-
va T.A., Kozin I.S., Ogloblina A.I., Ramenskaya M.E.,
Teplitskaya T.A., Shurubor E.I. (1996) Geochemistry of
polycyclic aromatic hydrocarbons in rocks and soils. Mos-
cow: Moscow State University Publ., 192 p. (In Russian)
Glodny J., Bingen B., Austrheim H., Molina J.F., Rusin A.
(2002) Precise eclogitization ages deduced from Rb/Sr min-
eral systematics: the Maksyutov complex, Southern Urals,
Russia. , 66(7), 1221-1235.
Gorshkov A., Selivestrov V., Baikov A., Anikin L., Sivt-
sov A., Dunin-Barkovsky R. (1995) Crystal chemis-
try and genesis of carbonado from melanocratic basal-
toids of Avacha volcano in Kamchatka.  

ЛИТОСФЕРА том 21 № 3 2021


304
, 37(1), 54-66. (In Russian)
Ivanov K. (1998) The main features of the geological histo-
ry (1.6-0.2 Ba) and the structure of the Urals. Doc. geol.
and min. sci. diss. Ekaterinburg, IGG UrO RAN, 252 p.
(In Russian)
Ivanov K. (2001) Estimation of subduction and collision
paleo-velocities during the formation of the Urals. 
, 377(2), 231-235. (In Russian)
Ivanov K. (2013) On the question of diamond content of ul-
trabasites in the Urals.   -
nal, 5(95), 32-36. (In Russian)
Ivanov K., Volchenko Yu., Koroteev V. (2007) The nature of
the platinum-bearing belt of the Urals and its chromite-plat-
inum-metal deposits.    , 417(3), 369-373.
(In Russian)
Karpov I.K., Zubkov V.S., Stepanov A.N., Bychinsky V.A.,
Artimenko M.V. (1998) Thermobaric criterion of the met-
astable state of hydrocarbons in the earth’s crust and up-
per mantle. , 39(11), 1518-1528. (In Russian)
Kelemen P.B., Manning C.E. (2015) Reevaluating carbon
uxes in subduction zones, what goes down, mostly
comes up. -
ences, 112(30), 3997-4006.
Kenney J.F., Kutcherov V.A., Bendeliani N.A., Alekseev V.A.
(2002) The evolution of multicomponent systems at high
pressures: VI. The thermodynamic stability of the hydro-
gen-carbon system: The genesis of hydrocarbons and the
origin of petroleum. , 99, 10976-10981.
Kharitonov T.V. (2006) Analysis of the bibliography on the
diamond content of the Urals.   ,
4(8), 29-35. (In Russian)
Kolesnikov A., Kutcherov V.G., Goncharov A.F. (2009)
Methane-derived hydrocarbons produced under upper-
mantle conditions. , 2(8), 566-570.
Kolesnikov A.Y., Saul J.M., Kutcherov V.G. (2017) Chemis-
try of Hydrocarbons Under Extreme Thermobaric Con-
ditions. , 2(4), 1336-1352.
Kropotkin P.N., Shakhvarstova K.A. (1959) Solid bitumens,
oil and combustible gases in hyperbasite intrusions,
in traps and volcanic pipes.     
, 151-164.
(In Russian)
Kulakov I.Yu., Dobretsov N.L., Bushenkova N.A., Yakov-
lev A.V. (2011) The shape of slabs in subduction zones
under the Kuril-Kamchatka and Aleutian arcs accord-
ing to regional tomography.  52(6), 830-851.
(In Russian)
Kupenko I., Dubrovinsky L., Dubrovinskaia N., McCam-
mon C., Glazyrin K., Bykova E., Ballaran T.B., Sin-
myo R., Chumakov A.I., Potapkin V., Kantor A.,
Ruer R., Hanand M., Crichton W., Merlini M. (2012)
Portable double-sided laser-heating system for Moss-
bauer spectroscopy and X-ray diraction experiments at
synchrotron facilities with diamond anvil cells. 
, 83(12).
Kutcherov V.G. (2005) Experimental studies of thermophys-
ical properties and phase behavior of complex hydrocar-
bon systems at high pressure. Doc. phys. and math. sci.
diss.). Moscow, MITKhT, 211 p. (In Russian)
Kutcherov V.G., Dmitrievsky A.N., Ivanov K.S., Sero-
vaiskii A.Y. (2020) The Deep Hydrocarbon Cycle:
From Subduction to Mantle Upwelling.  
, 492, 338-341. (Translated from ,
492(1), 61-65).
Kutcherov V.G., Kolesnikov A.Yu., Dyuzheva T.I., Kuliko-
va L.F., Nikolaev N.N., Sazanova O.A., Brazhkin V.V.
(2010) Synthesis of complex hydrocarbon systems at tem-
peratures and pressures corresponding to the Earth’s up-
per mantle conditions. Dokl. Phys. Chem., 433(3), 132-
135. (Translated from , 433(3), 361-364).
Kutyev F. Sh., Kutyeva G.V. (1975) Diamonds in the basal-
toids of Kamchatka.    , 221(1),
183-186. (In Russian)
Lukin A.E, Pikovskii Yu.I. (2004) New data on the isotopic
composition of hydrothermal oil (Uzon caldera in Kam-
chatka). , 398(1), 90-93. (In Russian)
Mann P., Gahagan L., Gordon M.B. (2003) Tectonic setting
of the world’s giant oil and gas elds, 15-105.
Manning C.E. (2014) Geochemistry: A piece of the deep
carbon puzzle. , 7(5), 333-334.
Mao H.K., Xu. J., Bell P.M. (1986) Calibration of the ruby
pressure gauge to 800 kbar under quasi-hydrostatic con-
ditions. , 91, 4673-4676.
Markhinin E.K. (1985) Volcanism. Moscow, Mysl’ Publ.,
288 p. (In Russian)
Mukhina E., Kolesnikov A., Kutcherov V. (2017) The lower
pT limit of deep hydrocarbon synthesis by CaCO3 aque-
ous reduction. , 7(1), 5749.
Muslimov R.H., Postnikov А.V., Plotnikova I.N. (2005) On
the role of an endogenous factor in the formation and dis-
tribution of oil and gas content of sedimentary basins (on
the example of Tatarstan).  1(16), 37-39. (In
Russian)
Plank T., Langmuir C.H. (1998) The chemical composi-
tion of subducting sediment and its consequences for the
crust and mantle. , 145(3–4), 325-394.
Podkletnov N.E. (1985) Volcanic organic matter. Moscow,
Nauka Publ., 128 p. (In Russian)
Pollack H.N., Chapman D.S. (1977) On the regional varia-
tion of heat ow, geotherms, and lithospheric thickness.
, 38, 279-296.
Prescher C., McCammon C., Dubrovinsky L. (2012) MossA:
a program for analyzing energy-domain Mossbauer spec-
tra from conventional and synchrotron sources.  
, 45, 329-331.
Rodkin M.V. (2005) Theories of the origin of oil: thesis-an-
tithesis-synthesis.      6, 24-27.
(In Russian)
Ryl’kov S.A., Rybalka A., Ivanov K.S. (2013) Deep struc-
ture and metallogeny of the Urals: comparison of the
deep structure of the Southern, Middle and Polar Urals.
Litosfera, (1), 3-16. (In Russian)
Serovaiskii A., Dubrovinsky L., Kutcherov V. (2020a) Sta-
bility of a Petroleum-Like Hydrocarbon Mixture at
Thermobaric Conditions That Correspond to Depths of
50 km. , 10(4), 355.
Serovaiskii A., Kolesnikov A., Mukhina E., Kutcherov V.
(2017) The photochemical reaction of hydrocarbons un-
der extreme thermobaric conditions. 
950(4), 1-6.
Serovaiskii A.Y., Kolesnikov A.Y., Kutcherov V.G. (2019a)
Formation of Iron Hydride and Iron Carbide from Hy-
drocarbon Systems at Ultra-High Thermobaric Condi-
tions. , 57(9), 1008-1014.
Serovaiskii A., Kutcherov V. (2020b) Formation of complex
hydrocarbon systems from methane at the upper mantle
thermobaric conditions. , 10(1), 4559.
Serovaiskii A., Mukhina E., Dubrovinsky L., Chernoutsan A.,

LITHOSPHERE (RUSSIA) volume 21 No. 3 2021
305


Kudryavtsev D., McCammon C., Aprilis G., Kupenko I.,
Chumakov A., Hanand M., Kutcherov V. (2019б) Fate
of Hydrocarbons in Iron-Bearing Mineral Environments
during Subduction. , 9(11), 1008-1014.
Silaev V.I., Karpov G.A., Rakin V.I., Anikin L.P.,
Vasiliev E.A., Filippov V.N., Petrovsky V.A. (2015) Di-
amonds in the products of the ssure Tolbachik erup-
tion 2012-2013, Kamchatka. -
siteta. , 1(26). (In Russian)
Sokol A.G., Tomilenko A.A., Bulbak T.A., Sobolev N.V.
(2017) Synthesis of hydrocarbons in the conversion of
CO2 uid by hydrogen: experimental modeling at 7.8
GPa and 1350℃. , 477(6), 699-703. (In
Russian)
Sorokhtin N.O., Lobkovsky L.I., Semiletov I.P. (2018) Deep
carbon cycle and the formation of abiogenic hydrocar-
bons.    -
siteta, 329(8). (In Russian)
Spanu L., Donadio D., Hohl D., Schwegler E., Galli G. (2011)
Stability of hydrocarbons at deep Earth pressures and
temperatures. , 108(17), 6843-6846.
Shteinberg D.S., Lagutina M.V. (1984) Carbon in ultraba-
sites and mac rocks. Moscow, Nauka Publ., 110 p. (In
Russian)
Sverjensky D.A., Stagno V., Huang F. (2014) Important role
for organic carbon in subduction-zone uids in the deep
carbon cycle. , 7(12), 909-913.
Sugisaki R., Mimura K. (1994) Mantle hydrocarbons: Abiotic
or biotic? , 58(11), 2527-2542.
Trots D.M., Kurnosov A., Ballaran T.B., Tkachev S., Zhurav-
lev K., Prakapenka V., Berkowski M., Frost D.J. (2013) The
Sm:YAG primary uorescence pressure scale. 
, 118(11), 5805-5813.
Varfolomeev S., Karpov G., Sinal G.-A., Lomakin S.,
Nikolaev E. (2011) The Youngest Oil on the Earth. 
, 438(3), 345-347. (In Russian)
Vinogradova T., Punanova S. (2017) Naphthys of East-
ern Kamchatka and the California Guyamas Basin.
   
   , 3(18), 40-41. (In
Russian)
Weston R.J., Woolhouse A.D. (1987) Organic geochemistry
of the sedimentary basins of New Zealand part IV. A bi-
omarker study of the petroleum seepage and some well
core bitumens from the geothermal region of Ngawha
Springs. , 2(3), 305-319.
Yamanaka T., Ishibashi J., Hashimoto J. (2000) Organic ge-
ochemistry of hydrothermal petroleum generated in the
submarine Wakamiko caldera, southern Kyushu, Japan.
, 31(11), 1117-1132 .
Yang J.S., Bai W.J., Fang Q.S., Meng F.C., Chen S.Y.,
Zhang Z.M., Rong H. (2007) Discovery of diamond and
an unusual mineral group from the podiform chromite
ore, Polar Ural (in Chinese). , 34(5), 950-953.
Yurkova R.M. (2003) Sources of hydrocarbon uids associated
with serpentinization of ultrabasites. ,
398-400.Moscow, GEOS Publ., 398-400 (In Russian)
Yurkova R.M., Voronin B.I. (2010) The role of the island
arc-trough geodynamic pair in the formation and place-
ment of hydrocarbon uids and deposits. 
, 1(1). (In Russian)
Zavaritsky A. (1925) Gas extraction from wells in the dun-
ite massif in the Urals. , (4), 75 p. (In
Russian)
Zharikov V.A. (1976) Fundamentals of physical and chemi-
cal petrology. Moscow, Moscow State University Publ.,
420 p. (In Russian)
Zoloev K.K., Shteinberg D.S., Chashchukhin I.S., Shmai-
na M. Ya., Medvedeva T.N., Glebova Z.M. (1985)
       
 (Alpine-type hyperbasites of the Urals). Sverd-
lovsk, Institute of Geol. and Geochem. UC AN SSSR,
66 p. (In Russian)
Zubkov V.S. (2009) Hypotheses of the origin of heavy hy-
drocarbons and bitumen in ophiolites of dierent ages.
Litosfera, (1), 70-80. (In Russian)