Баланс изотопов водорода
В настоящее время можно попытаться провести оценку баланса изотопов водорода и кислорода с позиции теории тектоники плит. Если принять, что время пребывания вещества в плитах океанического типа не превышает 1,5 108 лет, а для континентов это время составляет 1,5 • 109 лет, то за геологическую историю Земли океанические плиты претерпели около 30 обменных циклов, а континентальная кора примерно 3 цикла. В процессе обмена на деструктивных границах плит в мантию вовлекаются большие массы гидроксид — и кислородсодержащих минералов с S18D от -50 до —80 %о и 5,80 от +8 до +38 %о . Эти процессы должны приводить к обогащению океанических вод дейтерием и обеднению их кислородом-18. Наоборот, в области конструктивных границ плит в пределах срединноокеанических хребтов в результате обмена океанической водой с базальтами при повышенных температурах может происходить накопление кислорода-18 в океане и некоторое обеднение его воды дейтерием за счет процессов серпентинизации и хлоритиза — ции и поступления магматогенных вод. Эти два процесса на протяжении геологической истории Земли протекают таким образом, что изотопный состав океанической воды, как предполагает X. Тейлор, оказывается во времени зафиксированным около нуля. Однако этот вывод не является бесспорным и требует дальнейшего детального обоснования. В то же время подход к проблеме круговорота воды в земной коре и мантии с позиций тектоники плит позволяет предположить, что изотопный состав водорода изверженных пород, а следовательно, магматогенных и ювенильных вод, отражает изотопный состав морских гидроксидсодержащих минералов, поступающих в мантию.
В своих расчетах Эмилиани полагал, что во время плейстоценового оледенения среднее относительное содержание кислорода-18 для Северо — Американского ледникового покрова составляло -9 %о. В то же время Е. Япп и С. Эпштейн по результатам анализа изотопного состава водорода в целлюлозе растений ледникового периода определили, что для плейстоценовых ледников Северной Америки характерны значения б180 от-12 %о до -15 %о. Предполагая, что в максимуме Висконсинского оледенения для североамериканских ледников 6180 = —15 %о, для скандинавских б|80 = —30 %о и для остальных 6|80 = —40%о, Япп и Эпштейн вычислили средний уровень обогащения 1Б0 океанических вод, который оценен величиной +0,8 %о. Это значение совпадает с результатами, полученными Крейгом и Гордоном. Несколько большее значение 6180 = +1,1 %о среднего обогащения океана кислородом-18 в этот период приводят Н. Шейклтон и Н. Опдайк. Этот результат был получен на основе анализа изотопного состава кислорода панцирей фораминифер плейстоценового и современного возраста из экваториальной части Тихого океана. Однако, как указывают Япп и Эпштейн, глубокие воды океана могли быть обеднены 180 на 0,2 %о.
