Таким образом, окисленная сера (сульфат) является более изотопно-тяжелой, чем восстановленная (сульфид).

Для серы сульфата морской воды изотопный состав отличается удивительным постоянством, изменяясь в очень узких пределах: d³⁴S = 20.1±0.3‰. Испарение морской воды и образование сульфатов-эвапоритов (гипс, ангидрит) приводит к некоторому росту величины d³⁴S, значение которой может доходить до +30‰.

Ключевая эмпирическая закономерность изотопной геохимии серы заключена в вышеприведенной окислительно-восстановительной реакции: сульфиды преимущественно биохимического происхождения характеризуются значительными колебаниями изотопного состава серы, но с ясной тенденцией к обогащению легким изотопом ³²S: величина d³⁴S в осадочных сульфидах, как правило, отрицательна.

Поэтому исследование изотопов серы оказалось весьма эффективным при изучении так называемых стратиформных сульфидных руд, образующих протяженные рудные тела пластообразной формы.

Изотопы кислорода

Изотопный состав природного кислорода выражается следующими цифрами (%): ¹⁶О – 99.76, ¹⁷О – 0.037, ¹⁸О – 0.203. При изотопных исследованиях чаще всего измеряют отношение ¹⁸О/¹⁶О. Изотопный состав О выражается величиной уплотнения d¹⁸O

d¹⁸O, ‰ = 1000[(R_{образца} / R_{стандарта} ) – 1],

где R = ¹⁸О/¹⁶О

В качестве стандарта принят кислород океанической воды SMOW (standard mean ocean water): d¹⁸O = 0. В этом стандарте ¹⁸О/¹⁶О=1993.47^.10^-6.

Поскольку эффект изотопного фракционирования зависит от температуры, это открывает принципиальную возможность определения температур образования минералов. Чаще всего для этого используют величину изотопного отношения ¹⁸О/¹⁶О в карбонатах.

-----------------------------

Таблица 2

Характерные значения величины d¹³C, ‰

Фракционирование изотопов углерода в биосфере определяют два основных процесса.

Первый – это изотопный обмен в карбонатной системе (Н₂О + СО₂ + НСО₃^- + СО₃^2-); он приводит к накоплению в бикарбонате и карбонате тяжелого изотопа ¹³С:

¹³СО₂ + Н¹²СО₃^- Þ ¹²СО₂ + Н¹³СО₃^-

При 25^оС коэффициент фракционирования a ~1.014.

¹³СО₂ + ¹²СО₃^2- Þ ¹²СО₂ + ¹³СО₃^2-

При 25^оС коэффициент фракционирования a = 1.012.

Карбонат, осаждающийся из морской воды, находящейся в равновесии с атмосферным углекислым газом, оказывается примерно на 8‰ богаче изотопом ¹³С, чем атмосферный СО₂. Когда морские карбонаты попадают при погружении в зону метаморфизма, седиментогенный карбонат разлагается и выделяет СО₂ с той же плотностью, как и в исходном карбонате, т.е. d¹³C = 0±2‰. Если теперь этот углекислый газ растворится в воде и затем снова даст карбонатный осадок (который называется травертином и часто наблюдается на выходах горячих источников), то этот С_карб окажется уже более изотопно-тяжелым, нежели исходный (значение d¹³C травертинов достигает + 10‰). Этот пример хорошо показывает, что такое геохимический цикл.

Второй процесс – фотосинтез.

Он протекает неодинаково для наземных и для водных растений. В наземных растениях фотосинтез имеет две стадии: кинетическую (столкновение молекул атмосферного СО₂ с поверхностью зеленого листа) и ферментативную, во время которой растворенный в клеточной жидкости бикарбонат превращается в «органический углерод» с помощью фермента карбокси-дисмутазы. На первой стадии изотопный эффект может достигать 14‰, а на второй к нему добавляется еще около 4–5‰, так что в итоге складывается тот средний изотопный состав С_орг, который характерен для ЖВ и ОВ – продуктов наземного фотосинтеза, т.е. около –25‰ (PDB). Водные же фотосинтетики поглощают углерод непосредственно из растворенного бикарбоната и карбоната. В итоге С_орг водных растений оказывается примерно на 10‰ изотопно тяжелее, чем наземных.