Определение палеотемператур древних морей

Определение палеотемператур древних морей. Шкала палеотемператур по соотношению изотопов кислорода в органическом кальците.

Юри и его сотрудники 1951 предложили интересный метод определения температур древних морей, основанный на зависимости изотопного состава кислорода воды и карбонатных ионов от температуры. В проводившихся ими исследованиях определялось процентное содержание тяжелого изотопа О18 в материале карбонатных ископаемых останков древних морей, которые образовались за счет отмирания обитавших в них живых организмов.

По данным Сиборга и Перльмана 1948 изотопы кислорода имеют следующую относительную распространенность О16 99,757, О17 0,039, О18 0,204. Эти величины могут колебаться, отклоняясь максимум на 4. Механизм изотпоного фракционирования при равновесном обмене был исследован Юри и Грифом 1935, Юри 1947 и другими исследователями. Значительное количество данных получено относительно обмена дейтерия и протия. Для реакции обмена изотопов кислорода между карбонатными ионами СО2-3 и молекулами воды Н2О фактор фракционирования может быть определен по уравнению Где величина приблизительно равна константе равновесия К следующей реакции обмена 1.18 Таким образом, рассчитав К для реакции 1,17 можно получить фактор фракционирования и его вариации в зависимости от температуры.

Расчетами установлено, что фракционирование протекает более эффективно при низких температурах и величина фактора фракционирования от 0 до 25 оС изменяется на 0,44, т.е. 0,176 на 1оС. Поэтому определяя концентрацию О18, можно узнать температуру воды. Путем определения содержания О18 в раковинах морских животных, живущих при известной температуре, Эпштейн, Бухсбаум, Лоуенстем и Юри 1953 установили следующие зависимость между температурой и девиациями содержания О18. t16,5-4,30,142 в уравнении 1.18. определяется по формуле где R отношение числа молекул С16О18О к числу молекул С16О2 в пробе и стандарте.

В качестве стандарта карбоната использовался белемнит из формации Пиди. Относительное содержание в морской воде О18. Для точного определения температуры по кислородной шкале необходимо знать соленость воды, так как относительное содержание О18 в морской воде сильно варьирует в зависимости от ее солености.

Поскольку давление водяных паров, состоящих из Н2О16 на 0,8 и 1,1, выше такового Н2О18 при 25 и 0оС соответственно, то содержание О18 в воде океанов должно существенно зависеть от процессов испарения и конденсации. Эпштейн и Майеда 1953 определяли содержание О18 на 93 пробах морской воды и 7 пробах пресной воды. У поверхностных вод океана девиация содержания О18 варьирует примерно от 3,3 до 3,5о. Средняя величина для морской воды с глубины от 500 до 2000 м со средней соленостью 34,7о оказалась -0,04-0,1о. Пониженная величина отношения О18О16 наблюдается в поверхностных морских водах, для которых возможна контаминация талых вод льдов.

С другой стороны, в морской воде, разбавленной водой иного происхождения, чем вода, возникающая при таянии льда и снега, дефицит О18 меньше, так как пресная вода, возникающая при таянии снега, имеет существенно пониженное содержание О18. Поэтому морская вода примерно одинаковой солености может проявлять различное относительное содержание О18. Интересно, что морская вода с глубин более 1000 м при той же солености содержит меньшее количество О18. В таблице 6 приведены данные Эмилиани 1965 о среднем изотопном составе кислорода гидросферы. Таблица 6. Изотопный состав кислорода гидросферы, о. ГидросфераЗанимаемый объем в виде Н2О при нормальных температуре и давлении, 106 км3Средний изотопный состав кислорода, оОкеан Лед ср0,88 Пресная вода Водяные пары1360,0 16,5 0,5 0,010 -25 -7 -7 16Палеотемпературы морей.

Описанным выше методом Юри и его сотрудники 1951, используя в качестве проб белемниты, попытались определить палеотемпературы морской воды верхнемелового периода. 9.