81400-500 ... Ангідрит - вода103 = 3,21 (106Т-2) - 5,22100-550м. Кузакабе, Х.Шіба [Kusakabe M., Chiba H., 1979р.] Барит - вода103 = 3,01 (106Т-2) - 7,3110-350То ж
Для реакцій ізотопного обміну водню ця залежність непридатна, за дуже рідкісним винятком, оскільки, як було показано Т. Суцуокі і С.Епштейном [91], фракціонування ізотопів водню залежить не тільки від температури, але і від хімічного складу ОН-яке містить мінералу. Так, наприклад, для систем слюда - вода і амфібол - вода вона виражається як функція від температури і мольних часток шестикратних координованих катіонів у кристалі:
103 = - 22,4 (106Т-2) +28,2 + (, (34)
де X - мольна частка катіонів.
Важкі ізотопи мають тенденцію концентруватися в молекулах з найбільшою відносною масою, наприклад в молекулі СО2 в реакції з водою (23).
В умовах осадового артезіанського басейну при взаємодії вода - порода із зміною температури спостерігаються ізотопно-кисневі і ізотопно-водневі зрушення води. Уявлялося цікавим оцінити інтервали очікуваних зрушень у змісті ізотопів за рахунок ізотопно-обмінних реакцій. З цією метою Г.А. Малюк [1975] проведені обчислення для найбільш поширених систем: кальцит - вода, доломіт - вода, каолініт - вода, монтморилоніт - вода, глауконіт - вода, кварц - вода. Було показано, що в області температур 15 - 150, характерних для вивченого інтервалу, можна чекати варіації у зміні вмісту кисню-18 у воді від - 61 до +11, дейтерію - від - 54 до - 13 ‰. У більшості випадків обсяг води у водоносних комплексах значно перевершує обсяг взаємодіючих з нею порід. У цьому зв'язку ізотопні зрушення будуть значно менше розрахункових. Оцінка проведена для найбільш поширених порід осадового чохла: глин, вапняків і доломіту. p> ізотопний-обмінна реакція між кальцитом і водою у зв'язку з розвитком робіт в області низькотемпературної палеотермометріі вивчена найбільш докладно [Clayton R. N., 1961 р.; Боуен Р., 1969 р.]. Це дозволяє прогнозувати вміст кисню-18 у воді для будь-якої заданої температури в доброму згоді з експериментом. Так, найвищий вміст кисню-18 виявлено нами у водах, приурочених до вапняків юрських відкладень Каракумського басейну. При температурі води 10418О = +6,2 ‰ (див. табл. 23), тоді як обчислена його концентрація в воді, що у ізотопний рівновазі з кальцитом при 100, становить +6,8 ‰. Задовільний згоду спостерігається і при інших температурах. p> Переважна кількість водню осадових порід зосереджено в глинистих мінералах. Вивчивши ізотопний склад водню і кисню в Монтморилоніт, каолините, глауконіт та інших глинистих мінералах, С.М.Савін і С. Епштейн [89] встановили, що концентрація дейтерію в них варіює від - 80 до - 50 ‰. Як було встановлено [Малюк Г. А.], значення D у воді в умовах ізотопного рівноваги з глинистими мінералами можуть змінюватися від - 54 до - 13 ‰. Розрахункові дані узгоджуються з фактичними значеннями розподілу дейтерію в глибоких підземних водах артезіанських басейнів, хоча обчислення проводилися тільки для діапазону низьких температур (15-25). Значні зміни цих меж і не повинні спостерігатися, оскільки з ростом температури відбуватиметься вирівнювання ізотопного складу води і порід і концентрація дейтерію у воді повинна наближатися до його змісту в глинистих мінералах. Встановлений розподіл ізотопів водню, зокрема, пояснює, чому серед вивчених зразків підземних вод практично не спостерігаються води з концентрацією дейтерію, що перевищує SMOW. Подальші дослідження в цій галузі повинні бути спрямовані на спільне вивчення ізотопного складу води і містять порід в більш широкому інтервалі температур, що дозволить уточнити коефіцієнти фракціонування ізотопів і наиболе повно вирішити питання про вплив вміщуючих порід на ізотопний склад води. br/>
ІНШІ ПРОЦЕСИ, ЩО ВПЛИВАЮТЬ НА ФОРМУВАННЯ ізотопного складу ПІДЗЕМНИХ ВОД
До цієї групи нами віднесені фізичні та хімічні процеси, які можуть впливати на формування ізотопного складу підземних вод. Проте їх роль у загальному випадку або невелика, або не встановлена. Вони розглядаються нами в стислому вигляді і лише в окремих випадках для їх ілюстрації залучаються приклади з числа вивчених природних об'єктів. Теорія і розрахунки ізотопних ефектів викладені в спеціальній літературі з ізотопії [Urey Н., 1947 р.; Рогінський С. 3., 1956 р.; Бродський А. І., 1957 р. та ін]. p> Дифузійний процес. Фракціонування ізотопів проявляється за рахунок різної швидкості дифузії легких і важких ізотопних різновидів молекул води через мікропори вміщають порід. В процесі дифузії продіффундіровавшая частина різновидів збагачується легким ізотопним компонентом, а залишилася - важким за умови відсутності зворотної дифузії. Коефіцієнт поділу, наприклад для газів з молекулярними масами М1 і М2,. Відносні різниці молекулярних мас ізотопів малі, тому помітне поділ може бути досягнуто в тому випадк...
