оглинається при випаровуванні води різними ділянками земної поверхні, неоднакова. Останнє є однією з головних причин просторових і часових варіацій розподілу ізотопів в атмосферних опадах за географічним та кліматичному ознаками. Найнижчі концентрації ізотопів в атмосферних опадах виявлені в районі Південного полюса (? D = - 425 ‰ [32],? 18О = - 55 ‰ [79]), де також встановлено мінімальні температури повітря (- 88). В.Дансгаард експериментально встановив залежність між вмістом ізотопів водню і кисню от географічної широти, абсолютної позначки над рівнем моря і кількості опадів, що випадають [76, 77]. У першому наближенні це означає, що в глобальному масштабі високі широти повинні характеризуватися низькою концентрацією важких ізотопів із збільшенням їх змісту в міру наближення до екваторіальній зоні, тобто максимальні значення величин D і 18О повинні бути приурочені до субтропічній і тропічній зонах, мінімальні - до районів полюсів.
На формування ізотопного складу атмосферних опадів, що утворюються в межах материків, як уже зазначалося, впливають віддаленість від берегової лінії в глиб континенту (континентальний ефект), концентрація атмосферного пари і вміст у ньому ізотопів, ступінь ізотопного рівноваги хмарної вологи з атмосферним пором, змішання вологи різного складу і походження, температура приземного повітря і деякі інші менш істотні фактори. Таким чином, ізотопний склад окремо взятого дощу або снігу не завжди може бути типовим для даної місцевості, в той час як за тривалий період часу, зокрема в масштабі декількох років або десятиліть, за рахунок перемішування і відновлення - умов ці ефекти вирівнюються, приймаючи деякі усереднені значення. У початковий момент утворення опадів вміст ізотопів буде найвищим, найбільш відповідає джерелу їх харчування - океанічним або морським водам. В. А. Поляков та Л. Н. Колесникова [1978] встановили, що в міру просування вологи від Атлантики в глиб Євразійського континенту зменшення середніх концентрацій дейтерію і кисню-18 в опадах становить відповідно 2-3 і 0,3-0 , 4 ‰ на 100 км.
Ефективність розділення ізотопів характеризується коефіцієнтом фракціонування
= (N1/N2)/(n1/n2), (7)
де N1/N2 і n1/n2 - відносини концентрацій легкого та важкого ізотопів відповідно для різних фазових станів.
Коефіцієнт фракціонування залежить від - умов, швидкості реакцій і відображає, по суті, відмінність в квантовомеханічних властивостях ізотопних різновидів молекул води.
Зміна коефіцієнтів розділення ізотопів водню для бінарної системи рідина - пара в широкому інтервалі температур (від 1 до 350) і ізотопів кисню =/(від 20 до 210) наведені в табл.5 і 6. Як з них випливає, значення коефіцієнтів поділу і є важливою кількісною характеристикою поведінки ізотопів при змінюються температурних умовах. Коефіцієнти фракціонування лише трохи відрізняються від одиниці. Вони зростають із зниженням температури системи. При цьому газоподібна фаза збіднена важкими ізотопами щодо рідкої, рідка - відносно твердої, причому в обмежених інтервалах фракціонування. Із збільшенням температури ізотопні ефекти зменшуються до настання інверсії при певних значеннях. Наведені положення є основоположними для розуміння фізичної моделі фракціонування ізотопів води в природі. Наприклад, при замерзанні морської води в рівноважних умовах коефіцієнт поділу при 0 має значення 1,0192, а при -2 (точка замерзання морської води) - 1,0195. br/>
Таблиця 5
Зміна коефіцієнта розділення ізотопів водню в системі рідина - пара залежно
від температури [Merlivat L. е. а., 1963 р.]
T, T, T, Таблиця 6
Зміна коефіцієнта розділення ізотопів кисню в системі рідина - пара залежно
від температури [Уваров У. У. та інших, 1962 р.]
T, T, T, Для тієї ж системи вода - лід становить 1,0031. Це означає, що лід збагачується дейтерієм на 2, киснем-18 ​​на 0,3 ‰ [O'Neil J. R., 1968 р.]. p> Залежність між коефіцієнтом поділу і температурою для кисню в інтервалі 15-100 описується рівнянням Жаворонкова
= 0,9822 ехр (15,788/RT); (8)
для водню - рівнянням Різенфельд і Чанга
= 0,86 ехр (130/RT). (9)
М. Какейші і С. Мацуо [Kakiuchi М., Matsuo S., 1979 р.], розробивши тонку методику подвійного термостатування, здійснили пряме визначення коефіцієнта фракціонування D/H і 18О/16О в системі рідина - пара в інтервалі температур від 10 до 40 з інтервалом в 5. Отримані співвідношення між, і температурою рівноваги описуються емпіричними залежностями
In = 2,408 * 106Т-2 + 6,455 * 104Т-1 - 168,7; (10)
In = 5,9702 * 106Т-2 - 3,2801 * 104Т-1 + 52,227. (11)
