Общее накопление дейтерия на земном шаре могло происходить, например, за счет его образования при взаимодействии первичных космических лучей с атмосферой и поверхностью Земли. Однако, по данным Корфа, выход дейтерия в ядерной реакции захвата нейтронов -вторичной компоненты космических лучей — ядрами протия при условии, что интенсивность космических лучей постоянна в течение 3,2 x 109 лет, составит лишь одну десятимиллиардную часть от всего дейтерия, находящегося в настоящее время в гидросфере.
В литературе обсуждался вопрос о возможности накопления дейтерия в гидросфере Земли за счет предпочтительной потери протия при улетучивании свободного водорода из гравитационного поля Земли.
Действительно, с достаточной степенью приближения можно считать, что скорости улетучивания молекул H2 и HD пропорциональны корню квадратному из отношения МНD/МH2 и равны 1,22. Эта величина может быть принята в качестве коэффициента разделения изотопов водорода по аналогии с коэффициентом разделения в диффузионных процессах. В этом случае можно подсчитать, что увеличение содержания дейтерия в океане на 2/4 возможно при уменьшении его объема на 11%. Если принять, что свободный водород образуется в верхних слоях атмосферы за счет фотохимического расщепления молекул воды, то уменьшение объема океана на 1154 (на 1,4 х 1023 г Н2О должно привести к появлению в атмосфере свободного кислорода в количестве 1,25 х 1023 г. Если учесть ту часть кислорода, которая была связана в процессе окисления изверженных пород (2,8 х 1023 г), то в атмосфере Земли все равно должно было накопиться огромное количество кислорода, превышающее примерно в 100 раз его содержание в современной атмосфере (приблизительно 1,06 х 1021 г). В действительности этого не наблюдается, и до сих пор полагают, что весь кислород Земли образовался за счет фотосинтеза в биосфере.
Теоретические расчеты В.Н.Сойфера и др. показывают, что за последние 500 млн. лет увеличение концентрации дейтерия за счет процесса диссипации водорода в космическое пространство практически не имело места.
Процессы выветривания и седиментации, по данным Савина и Эпштейна, за всю историю Земли могли привести к обогащению гидросферы дейтерием на 0,03% и обеднению ее кислородом-18 на 0,3%.
Существенную роль в изменении изотопного состава вод океана могли играть эпохи оледенения. По данным Фейрбриджа, общее количество воды в океане в неледниковые эпохи, например, в мезозое, было на 5% больше, чем в эпохи оледенения. Если принять, что весь избыток воды поступил за счет таяния льдов, можно рассчитать количество дейтерия в океане в неледниковые периоды -оно примерно на 1% меньше, чем в периоды оледенения. Объем материкового льда в эпохи обледенения, принятый Фейрбриджем равным 80 млн.км3, примерно в 2 раза превосходит данные других авторов. По данным Р.Боуэна(1982), избыток льда в плейстоцене оценен в 40,2 x 106 км3, что соответствует увеличению объема океана в неледниковые периоды на 4%. По расчетам С.Эмилиани, повышение содержания кислорода-18 в океане в ледниковые эпохи равнялось 0,05%. При этом он исходил из предположения о том, что увеличение объема льда в плейстоцене составляло 40х106 км3, а средний изотопный состав льда ?О18 = -1,5%.
Таким образом, изменение концентраций дейтерия и кислорода-18 в океане в процессе смены ледниковых и неледниковых эпох составляло не более ±1% по дейтерию и ±0,1 — по кислороду-18. Изотопный состав океана оставался практически постоянным по крайней мере последние 250 млн. лет. Есть основания предполагать, что содержание дейтерия и кислорода-18 в океане в более ранние периоды (в кембрии) также незначительно отличалось от их содержания в современных океанических водах.
Рассмотрим формирование дейтерия и кислорода-18 в атмосферных осадках
Основным фактором фракционирования изотопных разновидностей воды в поверхностном гидролитическом цикле является различие в давлении насыщенного пара отдельных изотопных разновидностей воды:
РН2О16 > РН2О18 > РHDO, где Р-давление. В равновесных условиях коэффициент фракционирования изотопных разновидностей молекул воды определяется отношением давления насыщенного пара легкого (р) и тяжелого (р’) компонентов: а = p/p’. При температуре 20 °С коэффициент а для HDО и Н2О18 равен соответственно 1,08 и 1,009. В этом случае пар в равновесии с водой будет беднее на 8% дейтерием и на 0,9% кислородом-18. Изотопный состав пара RП = R/a. Если в качестве стандарта принята вода, то
? = (RП-RB)/RВ = (1/a)-l,
где П – пар, В – вода, R – отношение Д/П (или Н), где П – протий,
а изотопный состав воды по отношению к равновесному пару (за стандарт принят пар) по аналогии будет равен:
?s = а-1.
Коэффициенты фракционирования дейтерия и кислорода-18 возрастают с понижением температуры системы. Зависимость коэффициента а от температуры в общем виде выражается уравнением
а = ае/RT.
Для кислорода эта зависимость в интервале от -20 до +100 °С описывается уравнением Жаворонкова:
aO16 = 0,9822exp(15,788/RT)
Наиболее важным процессом при формировании изотопного состава атмосферных осадков является конденсация водяного пара.
Зависимость содержания тяжелых изотопов водорода и кислорода от температуры конденсации пара приводит к сезонным вариациям дейтерия и килорода-18 в атмосферных осадках, достигающим минимума летом и минимума зимой. По той же причине концентрация дейтерия и кислорода в водах метеорного происхождения уменьшается с повышением широты и абсолютных отметок местности.