Изотопы кислорода и водорода природных вод СССР
Методическое пособие - Геодезия и Геология
Другие методички по предмету Геодезия и Геология
? [ONeil J.R.,Taylor H.P.,1969г.]Рутил - вода103=-4,72(106Т-2) + 1,62500-700А.Мэтьюз [Matthews A.e.a.,1979г.]Кварц - рутил103=7,23(106Т-2) - 3,08500-700То жеКварц - мусковит103=0,13(106Т-2) + 2,43500-650…Альбит - вода103=1,59(106Т-2) - 1,16500-800И.Мацухиса[Matsuhisa I. e.a.,1979г.]То же103=2,39(106Т-2) - 2,51400-500То жеАнортит - вода103=1,04(106Т-2) - 2,01500-800…То же103=1,49(106Т-2) - 2,81400-500…Ангидрит - вода103=3,21(106Т-2) - 5,22100-550М.Кузакабе,Х.Шиба [Kusakabe M.,Chiba H.,1979г.]Барит - вода103=3,01(106Т-2) - 7,3110-350То же
Для реакций изотопного обмена водорода эта зависимость неприменима, за очень редким исключением, поскольку, как было показано Т. Суцуоки и С.Эпштейном [91], фракционирование изотопов водорода зависит не только от температуры, но и от химического состава ОН-содержащего минерала. Так, например, для систем слюда - вода и амфибол - вода она выражается как функция от температуры и мольных долей шестикратных координированных катионов в кристалле:
103 = - 22,4 (106Т-2) +28,2+ (, (34)
где X - мольная доля катионов.
Тяжелые изотопы имеют тенденцию концентрироваться в молекулах с самой большой относительной массой, например в молекуле СО2 в реакции с водой (23).
В условиях осадочного артезианского бассейна при взаимодействии вода - порода с изменением температуры наблюдаются изотопно-кислородные и изотопно-водородные сдвиги воды. Представлялось интересным оценить интервалы ожидаемых сдвигов в содержании изотопов за счет изотопно-обменных реакций. С этой целью Г.А. Малюк [1975 г.] проведены вычисления для наиболее распространенных систем: кальцит - вода, доломит - вода, каолинит - вода, монтмориллонит - вода, глауконит - вода, кварц - вода. Было показано, что в области температур 15 - 150, характерных для изученного интервала, можно ожидать вариации в изменении содержания кислорода-18 в воде от - 61 до +11, дейтерия - от - 54 до - 13‰. В большинстве случаев объем воды в водоносных комплексах значительно превосходит объем взаимодействующих с ней пород. В этой связи изотопные сдвиги будут значительно меньше расчетных. Оценка проведена для наиболее распространенных пород осадочного чехла: глин, известняков и доломитов.
Изотопно-обменная реакция между кальцитом и водой в связи с развитием работ в области низкотемпературной палеотермометрии изучена наиболее подробно [Clayton R. N., 1961 г.; Боуэн Р., 1969 г.]. Это позволяет прогнозировать содержание кислорода-18 в воде для любой заданной температуры в хорошем согласии с экспериментом. Так, самое высокое содержание кислорода-18 обнаружено нами в водах, приуроченных к известнякам юрских отложений Каракумского бассейна. При температуре воды 10418О = +6,2‰ (см. табл. 23), тогда как вычисленная его концентрация в воде, находящейся в изотопном равновесии с кальцитом при 100, составляет +6,8‰. Удовлетворительное согласие наблюдается и при других температурах.
Преимущественное количество водорода осадочных пород сосредоточено в глинистых минералах. Изучив изотопный состав водорода и кислорода в монтмориллоните, каолините, глауконите и других глинистых минералах, С.М.Савин и С. Эпштейн [89] установили, что концентрация дейтерия в них варьирует от - 80 до - 50‰. Как было установлено [Малюк Г. А.], значения D в воде в условиях изотопного равновесия с глинистыми минералами могут изменяться от - 54 до - 13‰. Расчетные данные согласуются с фактическими значениями распределения дейтерия в глубоких подземных водах артезианских бассейнов, хотя вычисления проводились только для диапазона низких температур (15-25).Значительные изменения этих пределов и не должны наблюдаться, поскольку с ростом температуры будет происходить выравнивание изотопного состава воды и пород и концентрация дейтерия в воде должна приближаться к его содержанию в глинистых минералах. Установленное распределение изотопов водорода, в частности, объясняет, почему среди изученных образцов подземных вод практически не наблюдаются воды с концентрацией дейтерия, превышающей SMOW. Дальнейшие исследования в этой области должны быть направлены на совместное изучение изотопного состава воды и вмещающих пород в более широком интервале температур, что позволит уточнить коэффициенты фракционирования изотопов и наиболе полно решить вопрос о влиянии вмещающих пород на изотопный состав воды.
ДРУГИЕ ПРОЦЕССЫ, ВЛИЯЮЩИЕ НА ФОРМИРОВАНИЕ ИЗОТОПНОГО СОСТАВА ПОДЗЕМНЫХ ВОД
К этой группе нами отнесены физические и химические процессы, которые могут оказывать влияние на формирование изотопного состава подземных вод. Однако их роль в общем случае либо невелика, либо не установлена. Они рассматриваются нами в сжатом виде и лишь в отдельных случаях для их иллюстрации привлекаются примеры из числа изученных природных объектов. Теория и расчеты изотопных эффектов изложены в специальной литературе по изотопии [Urey Н., 1947 г.; Рогинский С. 3., 1956 г.; Бродский А. И., 1957 г. и др.].
Диффузионный процесс. Фракционирование изотопов проявляется за счет разной скорости диффузии легких и тяжелых изотопных разновидностей молекул воды через микропоры вмещающих пород. В процессе диффузии продиффундировавшая часть разновидностей обогащается легким изотопным компонентом, а оставшаяся - тяжелым при условии отсутствия обратной диффузии. Коэффициент разделения, например для газов с молекулярными массами М1 и М2, . Относительные разности молекулярных масс изотопов малы, поэтому заметное разделение может быть достигнуто в том случае, если обогащаемая фракция составляет лишь небольшую часть от количества исходной смеси.
Т. Кеплен и Б. Б. Ханшоу [Coplen Т., Hanshaw В. В.,1973 г.] изучали фракционирование изотопов кислорода и водорода при ультрафиль