Изотопы кислорода и водорода природных вод СССР
Методическое пособие - Геодезия и Геология
Другие методички по предмету Геодезия и Геология
?ии, поглощаемая при испарении воды различными участками земной поверхности, неодинакова. Последнее является одной из главных причин пространственных и временных вариаций распределения изотопов в атмосферных осадках по географическому и климатическому признакам. Самые низкие концентрации изотопов в атмосферных осадках выявлены в районе Южного полюса (?D = - 425‰ [32], ?18О = - 55‰ [79] ), где также установлены минимальные температуры воздуха ( - 88). В.Дансгаард экспериментально установил зависимость между содержанием изотопов водорода и кислорода от географической широты, абсолютной отметки над уровнем моря и количества выпадающих осадков [76, 77]. В первом приближении это означает, что в глобальном масштабе высокие широты должны характеризоваться низкой концентрацией тяжелых изотопов с увеличением их содержания по мере приближения к экваториальной зоне, т. е. максимальные значения величин D и 18О должны быть приурочены к субтропической и тропической зонам, минимальные - к районам полюсов.
На формирование изотопного состава атмосферных осадков, образующихся в пределах материков, как уже отмечалось, влияют удаленность от береговой линии в глубь континента (континентальный эффект), концентрация атмосферного пара и содержание в нем изотопов, степень изотопного равновесия облачной влаги с атмосферным паром, смешение влаги разного состава и происхождения, температура приземного воздуха и некоторые другие менее существенные факторы. Таким образом, изотопный состав отдельно взятого дождя или снега не всегда может быть типичным для данной местности, в то время как за длительный период времени, в частности в масштабе нескольких лет или десятилетий, за счет перемешивания и возобновления - условий эти эффекты выравниваются, принимая некоторые усредненные значения. В начальный момент образования осадков содержание изотопов будет самым высоким, наиболее отвечающим источнику их питания - океаническим или морским водам. В. А. Поляков и Л. Н. Колесникова [1978 г.] установили, что по мере продвижения влаги от Атлантики в глубь Евразийского континента уменьшение средних концентраций дейтерия и кислорода-18 в осадках составляет соответственно 2-3 и 0,3-0,4‰ на 100 км.
Эффективность разделения изотопов характеризуется коэффициентом фракционирования
= (N1/N2)/(n1/n2), (7)
где N1/N2 и n1/n2 - отношения концентраций легкого и тяжелого изотопов соответственно для различных фазовых состояний.
Коэффициент фракционирования зависит от - условий, скорости реакций и отражает, по существу, различие в квантовомеханических свойствах изотопных разновидностей молекул воды.
Изменение коэффициентов разделения изотопов водорода для бинарной системы жидкость - пар в широком интервале температур (от 1 до 350) и изотопов кислорода = / (от 20 до 210) приведены в табл.5 и 6. Как из них следует, значения коэффициентов разделения и являются важной количественной характеристикой поведения изотопов при изменяющихся температурных условиях. Коэффициенты фракционирования лишь немного отличаются от единицы. Они возрастают с понижением температуры системы. При этом газообразная фаза обеднена тяжелыми изотопами относительно жидкой, жидкая - относительно твердой, причем в ограниченных интервалах фракционирования. С увеличением температуры изотопные эффекты уменьшаются до наступления инверсии при определенных значениях. Приведенные положения являются основополагающими для понимания физической модели фракционирования изотопов воды в природе. Например, при замерзании морской воды в равновесных условиях коэффициент разделения при 0 имеет значение 1,0192, а при -2 (точка замерзания морской воды) - 1,0195.
Таблица 5
Изменение коэффициента разделения изотопов водорода в системе жидкость - пар в зависимости
от температуры [Merlivat L. е. а., 1963 г.]
T,T,T,1,00,906300,9351000,9723,80,909400,9442000,99710,00,917500,9502501,00320,00,927600,9563501,001
Таблица 6
Изменение коэффициента разделения изотопов кислорода в системе жидкость - пар в зависимости
от температуры [Уваров У. В. и др., 1962 г.]
T,T,T,200,9909900,99571600,9990300,99171000,99601700,9993400,99221100,99661801,0001500,99321200,99741901,0005600,99391300,99752001,0011700,99461400,99792101,0016800,99501500,9984
Для той же системы вода - лед составляет 1,0031. Это означает, что лед обогащается дейтерием на 2, кислородом-18 на 0,3‰ [ONeil J. R., 1968 г.].
Зависимость между коэффициентом разделения и температурой для кислорода в интервале 15-100 описывается уравнением Жаворонкова
= 0,9822 ехр (15,788/RT); (8)
для водорода - уравнением Ризенфельда и Чанга
= 0,86 ехр (130/RT). (9)
М. Какейши и С. Мацуо [Kakiuchi М., Matsuo S., 1979 г.], разработав тонкую методику двойного термостатирования, осуществили прямое определение коэффициента фракционирования D/H и 18О/16О в системе жидкость - пар в интервале температур от 10 до 40 с интервалом в 5. Полученные соотношения между, и температурой равновесия описываются эмпирическими зависимостями
In = 2,408*106Т-2 + 6,455*104Т-1 - 168,7;(10)
In = 5,9702*106Т-2 - 3,2801*104Т-1 + 52,227.(11)
Количественная оценка изменения изотопного состава в процессе испарения и конденсации при различных - условиях проводилась В. Дансгаардом [76, 77] и другими. В основу вычислений положены приближенные уравнения Релея:
для испарения
/N0 = = (12)
для конденсации
/N0 = (13)
где N0 и N - содержание тяжелого компонента в жидкой и газо- образной фазе в начальный и конечный моменты; V0 и V - начальный и конечный объемы воды; - коэффициент разделения изотопов в уравнениях (12,13).
В процессе испарения ( >1) согласно уравн?/p>