карта сайта
Контакты Главная рассылка новостей контакты Библиотека Рассылка новостей

     



Информация

Подписка на гидрогеологические новости


Изотопные ситемы - Применение изотопных методов в гидрогеологии

Применение изотопных методов в гидрогеологии

В чисто геологическом цикле наук исторически сложилось деление на изотопную геохимию и геохронологию. Цель первой – изучение условий формирования геологических тел, цель второй – определение абсолютного возраста их возникновения. В гидрогеологии такое деление не вполне приемлемо, так как вода является движущимся компонентом геологической среды, что вынуждает рассматривать изотопные трассеры и изотопные хронометры совместно. Изотопные методы получили наибольшее распространение при изучении условий формирования ресурсов и качества подземных вод, при определении темпов водообмена, а также для индикаторных исследований.

Применение стабильных изотопов рассмотрим на примере использования изотопного состава воды для изучения условий восполнения запасов подземных вод.

Для удобства представления и анализа аналитических данных изотопный состав воды выражают относительных единицах:

δХ = (Rпр/Rст – 1) ´ 1000, ‰

где R – это атомное отношение изотопов водорода (2Н/1H) или кислорода (18О/16О) в пробе (индекс ПР) и стандарте (индекс СТ). В качестве эталона сравнения используется специально приготовленный стандарт средней океанической воды – V-SMOW (Vienna Standard of the Mean Ocean Water), распространяемый Международным агентством по атомной энергии (МАГАТЭ) на коммерческой основе. Для анализа результатов измерений данные наносят на диаграмму δ18О÷δ2Н, поскольку в стандарте SMOW δ2H = 0 и δ18O = 0 ‰, то океаническая вода оказывается в начале координат.

Глобальная модель. Водород – самый легкий, а кислород – один из самых легких элементов, поэтому вода испытывает наиболее значительные, по сравнению с другими веществами, изменения изотопного состава, связанные с фракционированием. Испарение, конденсация и замерзание – три основных физических процесса, приводящих к изменениям изотопного состава природных вод различных геосфер. В ходе таяния воды фракционирования практически не происходит из-за слишком малых скоростей диффузии молекул воды во льду.

При фракционировании воды строго соблюдается следующая закономерность – тяжелый изотоп всегда накапливается в более конденсированной фазе (в воде относительно пара, во льду относительно воды и пара). Например, при испарении в остаточной воде накапливается дейтерий (2H) и кислород-18 (18O), а в уходящий пар уносит преимущественно протий (1H) и кислород-16 (16О). В этом случае говорят об «облегчении изотопного состава пара» и «утяжелении изотопного состава воды».

Шкала природных вариаций изотопов природных вод для различных резервуаров Земли в целом (атмосфера, поверхностные и подземные воды, льды), обусловленная фракционированием, составляет (Никаноров и Федоров, 1988):

для водорода – около 70 %, крайние пределы в абсолютном выражении составляют -550 ‰ < δ2Н < +150 ‰;

для кислорода – около 9 % крайние пределы -70 ‰ < δ18О < +20 ‰.

Схематическая модель формирования изотопного состава воды различных геосфер представлена на Рис. 1.

 

Рис. 1. Модель формирования изотопного состава воды различных геосфер.

Пояснение к рисунку. При испарении с поверхности океана изотопный состав воды несколько облегчается δ2Н < δ2НSMOW δ18О < δ18ОSMOW. При конденсации влаги в облаках, вновь образованная жидкая фаза обогащается, а оставшийся пар снова обедняется дейтерием и кислородом-18 δДОЖДЬ > δПАР. Такое же фракционирование отмечается при конденсации росы из воздуха на поверхности растительности, на почве и внутри нее. Эффект облегчения наблюдается также при испарении воды из открытых водоемов суши, влага, образующаяся при эвапотранспирации, также изотопически облегчена относительно исходной воды. Таким образом, в цикле «испарение – конденсация – повторное испарение» происходит существенное облегчение изотопного состава воды при движении вглубь материков.

Атмосфера и поверхностные воды.

1)  Пар, покидающий поверхность океана, оказывается слегка облегченным относительно океанической воды δПАР < δSMOW (в данном случае под δ подразумевается как дейтерий, так и кислород-18, см. Рис. 1).

2)  При движении воздушных масс от океанов вглубь континентов в результате осуществления последовательного ряда циклов конденсация-испарение происходит значительное изотопное облегчение атмосферной влаги по направлению к центру материков δАТМ << δSMOW, которое называется «континентальным эффектом».

3)  При подъеме воздуха вверх по рельефу наблюдается аналогичная картина. Средний градиент падения температуры составляет около 0,55 оС на 100 м подъема, что обуславливает возникновение циклов «испарение – конденсация – замерзание». «Высотный» эффект выражается в облегчении изотопного состава кислорода в среднем на 0,2 ‰ на каждые 100 м подъема.

4) Постоянно пониженные температуры воздуха в районе полюсов приводят к формированию «экваториально-полярного» облегчения изотопного сосотава осадков.

В результате совокупного влияния континентального, высотного и полярного эффектов возникает вполне закономерное распределение изотопного состава атмосферных осадков в координатах δ18О¸δ2Н, названное глобальной линией метеорных вод (ГЛМВ, см. Рис. 2). Основным практическим следствием из наблюдаемой закономерности является то, что для каждой конкретной географической точки среднегодовой изотопный состав осадков достаточно надежно определяется среднегодовой температурой воздуха. Поскольку среднегодовая температура воздуха испытывает закономерные близкие к синусоидальным флуктуации, то наблюдаются сезонные вариации в изотопном составе осадков.


Подземная гидросфера. В зоне активного водообмена (см. Рис. 1) воды имеют, как правило, инфильтрационное происхождение, поэтому их изотопный состав определяется изотопным составом атмосферных осадков и поверхностных вод. На диаграмме δ18О¸δ2Н их положение совпадает с положением атмосферных осадков региона, в котором расположена область питания горизонтов.

После выпадения на земную поверхность и в зоне аэрации, воды могут испытывать а) испарение – в аридных областях и б) замерзание – в средних и высоких широтах, что приводит изотопному фракционированию легко диагностируемому по смещению точек относительно ГЛМВ. Географическими границами этих регионов на поверхности Земного шара являются среднегодовые изотермы +10-15 оС для аридных областей и 0 оС для областей с холодным климатом.


Вблизи современных морских побережий весьма часто наблюдаются интрузии морских вод (см. Рис. 1). В пределах ядра интрузии изотопный состав подземных вод равен изотопному составу морской воды, а в краевой части (на контакте морских и пресных вод) изотопный состав зависит от пропорций их смешения.

В районах современного вулканизма из глубины Земли к поверхности могут поступать термальные воды. Результаты многочисленных исследований показывают, что эти воды обычно представляют собой метаморфизованные, в результате контакта с породами при высокой температуре, современные атмосферные или воды замедленного водообмена.

 




Поиск главная контакты карта сайта