рисах подібні для більшості вивчених басейнів (рис. 29). Тут також чітко виявляються два моменти. p> Для верхньої частини розрізу встановлюється прямий кореляційний зв'язок з високими коефіцієнтами кореляції між величинами, і зростанням глибини.
Для нижньої частини розрізу в зонах уповільненого і вельми уповільненого водообміну характерно або відсутність зв'язку зміни з глибиною, або спостерігається слабке збільшення її концентрації з ростом глибини. Що стосується співвідношення, то воно характеризується або випадковим розподілом, або чіткою залежністю збільшення з глибиною, особливо в басейнах, виконаних карбонатними або силікатними породами. В останньому випадку концентрація кисню-18 може бути досить високою, наприклад для вод юрських відкладень Каракумського басейну і наближатися до змісту ізотопів кисню в магматичної (В«ювенільнійВ») воді. Таке ж явище спостерігається у водах Прип'ятського прогину [39] та інших басейнів. При цьому вміст дейтерію у водах також може приймати значення, близькі до теоретичного ізотопним складом В«ювенільнійВ» води. p> Тому для вирішення питання про походження глибоких підземних вод осадових басейнів, особливо в районах з підвищеною сейсмічною активністю, необхідно детально аналізувати виявлені ізотопно-кисневі аномалії з залученням даних про склад вміщуючих порід, пластової температурі, хімічний склад води, а також відомості про тектонічної обстановці, ізотопний склад гелію, аргону, вуглецю і т.д. Тільки такий комплексний підхід з встановленням відповідних корелятивних зв'язків при подібних складних природних ситуаціях дозволить найбільш надійно визначити генезис підземних вод та умови їх формування. p> Залежність між зміною ізотопного складу водню і кисню і мінералізацією (мал. 30) для верхньої частини гідрогеологічного розрізу виражається в закономірному збільшенні і з ростом мінералізації і в принципі схожа з встановленою залежністю розподілу ізотопів по глибині. Співвідношення і для верхніх частин розрізів більшості басейнів описуються системою лінійних рівнянні з досить високими коефіцієнтами кореляції. Вони ж дають вказівку, що ці води формуються за рахунок змішування поверхневих метеоінфільтрогенних вод з нижчого рівня високомінералізованими внаслідок отжатия останніх при геостатічеських ущільненні опадів. p> Співвідношення і поряд з залежностями, і та іншими успішно можуть використовуватися як для з'ясування регіональних гідроізотопних зональні, так і для визначення частки інфільтраційної складової в кожній заданій частині розрізу. Ці та інші можливості кореляційних зв'язків аналізувалися нами вище при розгляді гідроізотопной зональності на прикладі Каракумського басейну (див. гл. III). p> Розподіл значень (мал. 30) із зміною мінералізації для глубокозалегающих підземних вод носить в основному випадковий характер, що свідчить про відсутність у більшості басейнів закономірного зміни вмісту дейтерію з глибиною, тобто прояви помітних ізотопно-водневих зрушень при взаємодії води зі вміщає середовищем. У деяких басейнах спостерігається слабка тенденція зміни вмісту ізотопів водню з мінералізацією вод. Характер цієї залежності по і, зокрема для Ангаро-Ленського басейну, показує, що змішання вод, мабуть, відбувалося двічі. Перший раз при мінералізації вод 250-400 г/л і другий - при -100 г/л. Таке змішання, як випливає з залежностей,,, (див. рис. 29, 30), мабуть, представляє випадок, коли віджимайтеся глибинні високомінералізовані розсоли, змішуючись з метеоінфільтрогеннимі водами, пропорційно змінюють вміст ізотопів і іонно-сольовий склад. Будь-які інші процеси важко припустити, якщо врахувати настільки разючі пропорційні зрушення в ізотопному та хімічному складах вод в регіональному плані. p> Розгляд залежності ізотопного складу води від температурного градієнта (мал. 31) показує, що цей взаємозв'язок у багатьох випадках є чутливим індикатором процесів, що відбуваються в земній корі при взаємодії молекул води з вміщає середовищем. Зокрема, для підземних вод, відібраних з водоносних комплексів з вміщають карбонатними породами (Прип'ятський, Каракумський та інші басейни), чітко встановлюється збільшення градієнта концентрації кисню-18 з підвищенням температури. Обчислення значення середньої швидкості зміни концентрації кисню-18 від температури для різних басейнів і водоносних комплексів різне. Так, коефіцієнт для Каракумського басейну становить 0,2, для відкладень Дніпровсько-Донецького - 0,1 ‰ /. Фракціонування ізотопів кисню тут пов'язано з ізотопно-обмінними реакціями. Для цих же відкладень залежність між ізотопним складом водню і температурою відзначається слабкішим. p> Аналіз залежностей і зі зміною мінералізації, глибини і температури дозволяє виявити в загальному випадку ще одну цікаву закономірність. На рис. 29, 30 визначена частота народження концентрації ізотопів водню у водах зони уповільненої і вельми уповільненого водообміну. Статистична обробка отриманих результатів по, і для Прип'ятськ...
