同位素水文地球化學(xué)

1、第四章 同位素水文地球化學(xué) 環(huán)境同位素水文地球化學(xué)是一門具有良好的前景、發(fā)展迅速的新興學(xué)科，也是水文地球化學(xué)的一個(gè)重要分支。目前，地下水資源可持續(xù)利用中的重要問(wèn)題是地下水補(bǔ)給的更新能力及地下水污染程度的評(píng)價(jià)。用環(huán)境同位素技術(shù)研究地下水補(bǔ)給和可更新性，追蹤地下水的污染是當(dāng)前國(guó)內(nèi)外較為新穎的方法之一。目前世界上許多國(guó)家已將同位素方法列為地下水資源調(diào)查中的常規(guī)方法。近年來(lái)，國(guó)內(nèi)外環(huán)境同位素的研究從理論到實(shí)踐都有較快的發(fā)展。除了應(yīng)用氫氧穩(wěn)定同位素確定地下水的起源與形成條件，應(yīng)用氚、14C測(cè)定地下水年齡，追蹤地下水運(yùn)動(dòng)，確定含水層參數(shù)等常規(guī)方法外；在應(yīng)用3H-3He、CFCs示蹤干旱、半干旱地區(qū)淺層地下

2、水的補(bǔ)給，應(yīng)用14C、36Cl確定深層地下水的年齡，追溯地下水的入滲史，應(yīng)用34S研究地下水中硫酸鹽的來(lái)源，分析地下水的遷移過(guò)程，應(yīng)用11B/10B研究鹵水成因等方面都有重要進(jìn)展。 4.1 同位素基本理論 4.1.1 地下水中的同位素及分類 我們知道，原子是由原子核與其周圍的電子組成的，通常用 AZ XN來(lái)表示某一原子。這里，X為原子符號(hào)，Z為原子核中的質(zhì)子數(shù)目，N為原子核中的中子數(shù)目，A為原子核的質(zhì)量數(shù)，它等于原子核中的質(zhì)子數(shù)與中子數(shù)之和，即： A=Z+N ( 4-1-1 ) 為簡(jiǎn)便起見，也常用AX表示某一原子。 元素是原子核中質(zhì)子數(shù)相同的一類原子的總稱。同一元素由于其原子核中中子數(shù)不同可存

3、在幾種原子質(zhì)量不同的原子，其中每一種原子稱為一種核素，如C原子有12C、13C、14C等核素，氧原子有16O、17O、18O等核素。某元素的不同幾種核素稱為該元素的同位素(蔡炳新等，2002)，或者說(shuō)同位素指的是在門捷列耶夫周期表中占有同一位置，其原子核中的質(zhì)子數(shù)相同而中子數(shù)不同的某一元素的不同原子。同位素可分為穩(wěn)定同位素和放射性同位素兩類，穩(wěn)定同位素是指迄今為止尚未發(fā)現(xiàn)有放射性衰變（即自發(fā)地放出粒子或射線）的同位素；反之，則稱為放射性同位素。 地下水中的同位素一方面包括水自身的氫、氧同位素，另一方面還包括水中溶質(zhì)的同位素。 氫有三種同位素，分別是：1H，稱其為氕，以H來(lái)表示；2H，稱其為氘，

4、以D來(lái)表示；3H，稱其為氚，以T來(lái)表示。氧有六種同位素，分別是：14O、15O、16O、17O、18O和19O。上述氫和氧的同位素中，1H、2H、16O、17O和18O為穩(wěn)定同位素，其余為放射性同位素。氫的兩種穩(wěn)定同位素在水中的含量比例為H:D=5000:1；氧的三種穩(wěn)定同位素在水中的含量比例為16O:17O:18O=3150:5:1?？梢?，氫的兩種穩(wěn)定同位素中H占絕對(duì)優(yōu)勢(shì)，氧的三種穩(wěn)定同位素中，16O占絕對(duì)優(yōu)勢(shì)。 地下水中溶質(zhì)的同位素是指地下水與周圍環(huán)境相互作用過(guò)程中進(jìn)入水中的除氫、氧以外的其它元素的同位素。其中既包括了穩(wěn)定同位素，也包括了放射性同位素。最常見的對(duì)水文地質(zhì)研究有重要意義的穩(wěn)定

5、同位素有：12C和13C、32S和34S、28Si和30Si等。常見的較有意義的放射性同位素有：C14、Cl36、U238、U234、Th232、Ra236、I131、Cr51和Fe59等，其中C14的應(yīng)用最廣泛，由于其半衰期較長(zhǎng)，為5730年，因此可對(duì)年代較久遠(yuǎn)的地下水的年齡進(jìn)行測(cè)定 4.1.2 同位素組成及其表示方法 同位素組成是指物質(zhì)中某一元素的各種同位素的含量，同位素組成的表示方法主要有：同位素豐度、同位素比值(R)和千分偏差值()。 1. 同位素豐度 某元素的各種同位素在給定的范疇，如宇宙、大氣圈、水圈、巖石圈、生物圈中的相對(duì)含量稱為同位素豐度。例如，氫同位素在自然界的平均豐度為：1

6、H=99.9844%，2H =0.0156%，又如，海水的氧同位素豐度為：16O=99.763%,17O=0.0375%，18O=0.1995%。 2. 同位素比值(R) 同位素比值(R)值是指樣品(物質(zhì))中某元素的重同位素與常見輕同位素含量(或豐度)之比，即： ( 4-1-2 ) 式中X*和X表示重同位素和常見輕同位素含量。例如，海水氫氧同位素的R值為： 同位素比值(R)和豐度一樣，可反映出樣品同位素的相對(duì)含量關(guān)系。但天然樣品R值的變化一般都很小，不能一目了然地分辨出其變化的程度。為此，人們引入了同位素含量的另一種表示方法千分偏差值()。 3千分偏差值() 千分偏差值()是指樣品的同位素比值

7、(R樣)相對(duì)于標(biāo)準(zhǔn)樣品同位素比值(R標(biāo))的千分偏差，即： ()= ( 4-1-3 ) 值能直接反映出樣品同位素組成相對(duì)于標(biāo)準(zhǔn)樣品的變化方向和程度。若>0，表明樣品較標(biāo)準(zhǔn)品富含重同位素；若<0，表明樣品較標(biāo)準(zhǔn)品貧化重同位素；=0則表明樣品的重同位素含量與標(biāo)準(zhǔn)品相同。 樣品的值可通過(guò)質(zhì)譜儀直接測(cè)得，因此在同位素地球化學(xué)文獻(xiàn)中，通常都用值來(lái)表示物質(zhì)的同位素的組成。但值的大小與選用的標(biāo)準(zhǔn)樣品直接相關(guān)，為此國(guó)際上對(duì)各類同位素分別規(guī)定了統(tǒng)一的標(biāo)準(zhǔn)樣品，表4-1-1列出了地下水中常見同位素的國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)。 需要說(shuō)明的是，2H和18O原來(lái)的標(biāo)準(zhǔn)是SMOW，現(xiàn)已被VSMOW(Vienna Standar

8、d Mean Ocean Water)所取代；同時(shí)，國(guó)際原子能機(jī)構(gòu)(IAEA)也用VPDB取代了PDB，目的是在皮迪組箭石被完全用完以前，通過(guò)與原有標(biāo)準(zhǔn)的校正，建立起新的標(biāo)準(zhǔn)。表4-1-1 地下水中常見同位素值的測(cè)定的國(guó)際標(biāo)準(zhǔn) 同位素 比值 國(guó) 際 標(biāo) 準(zhǔn) 標(biāo)準(zhǔn)代號(hào) 含 意 同位素豐度 2H 2H/1H VSMOW 維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海水 1.5575×10-4 3He 3He/4He Atmospheric He 大氣氦 1.3×10-4 11B 11B/10B NBS 951 美國(guó)國(guó)家標(biāo)準(zhǔn)局951硼酸 4.04362 13C 13C/12C VPDB 美國(guó)南卡羅萊納州白堊系

9、皮迪組箭石 1.1237×10-2 15N 15N/14N Atmospheric N2 大氣氮 3.677×10-3 18O 18O/16O VSMOW 維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海水 2.0052×10-3 34S 34S/32S CDT 美國(guó)Diablo峽谷中的隕硫鐵(FeS) 4.5005×10-2 (據(jù)Kehew，2001) 4.1.3 同位素分餾 1基本概念 同位素以不同比例分配于兩種物質(zhì)或物相中的現(xiàn)象稱為同位素的分餾。產(chǎn)生同位素分餾的主要原因是不同同位素分子間質(zhì)量的差異，這種差異導(dǎo)致了其物理、化學(xué)性質(zhì)的不同，進(jìn)而使得不同同位素分子以不同的比例分配于各種

10、物質(zhì)或物相之中。表4-1-2列出了水的幾種同位素分子的物理、化學(xué)性質(zhì)，可見這些同位素分子之間在物理、化學(xué)性質(zhì)上有明顯的不同。 表4-1-2 1H216O、1H218O和2H216O的某些物理化學(xué)性質(zhì) 物理、化學(xué)性質(zhì) 1H216O 1H218O 2H 216O 分子量 18.01057 20.01481 20.02312 密度(20，g/cm3) 0.9979 1.1106 1.1051 最大密度時(shí)的溫度() 3.98 4.30 11.24 熔點(diǎn)() 0.00 0.28 3.81 沸點(diǎn)() 100.00 100.14 101.42 蒸汽壓(100，Pa) 101325 100831.7 9625

11、0.4 粘度(20，10-3Pas) 1.002 1.056 1.247 介電常數(shù)(25) 78.25   78.54 偶極距(D，25) 1.86   1.87 同位素分餾的結(jié)果使得重同位素相對(duì)富集于一種物質(zhì)或物相中，而輕同位素則在另一種物質(zhì)或物相中富集。通常用同位素分餾系數(shù)()來(lái)表示同一體系中兩種物質(zhì)(物相)之間同位素分餾的程度，其定義式為： ( 4-1-4 ) 式中，RA為A物質(zhì)的同位素比值，RB為B物質(zhì)的同位素比值。AB>1，說(shuō)明A物質(zhì)比B物質(zhì)富含重同位素；AB<1，則說(shuō)明B物質(zhì)比A物質(zhì)富含重同位素；AB=1，說(shuō)明A、B物質(zhì)中的重同位素含量相同。 根據(jù)值

12、的定義式(4-1-3)： 故有： 代入式(4-1-4)可得： ( 4-1-5 ) 這樣，只要測(cè)得了一個(gè)體系內(nèi)兩種物質(zhì)的值，使用式(4-1-5)便可求得它們之間的同位素分餾系數(shù)。 除了分餾系數(shù)外，通常還用分餾差來(lái)反映兩種物質(zhì)之間的同位素分餾程度。對(duì)于A、B兩種物質(zhì)，其分餾差定義為： AB=A- B (4-1-6) 對(duì)式(4-1-5)兩邊同時(shí)取對(duì)數(shù)有： 由于/1000通常遠(yuǎn)小于1，故有： 即 (4-1-7) 由此可見，103lnA-B能近似地用兩種物質(zhì)同位素組成的差值表示。因此，只要測(cè)定出樣品的值，就可直接計(jì)算出103lnA-B。 2同位素分餾的分類 同位素分餾可分為同位素平衡分餾和同位素動(dòng)力分餾

13、兩種類型。 同位素平衡分餾包括了許多機(jī)理很不相同的物理化學(xué)過(guò)程，但這些過(guò)程最終都達(dá)到了同位素分布的平衡狀態(tài)。一旦同位素平衡狀態(tài)建立后，只要體系的物理、化學(xué)性質(zhì)不發(fā)生變化，則同位素在不同物質(zhì)或物相中的分布就維持不變(魏菊英等，1988)。我們把體系處于同位素平衡狀態(tài)時(shí)，同位素在兩種物質(zhì)或物相中的分餾稱為同位素平衡分餾。平衡分餾一般具有下述的規(guī)律： (1) 低溫條件下的同位素分餾作用一般要強(qiáng)于高溫條件下的分餾，因此低溫條件下的同位素分餾系數(shù)通常要大于高溫條件下的同位素分餾系數(shù)； (2) 穩(wěn)定同位素的分餾程度與重輕同位素相對(duì)質(zhì)量差的平方成反比，這意味著原子核的質(zhì)量數(shù)越大，其分餾程度越低。例如，在相同

14、的條件下，100Ru和101Ru之間的分餾程度還不及10B和11B之間分餾程度的1%。 (3) 對(duì)于氧化還原反應(yīng)，平衡分餾使得重同位素通常趨向于在高氧化態(tài)的組分或化合物中富集。例如，SO42-一般要比硫化物富含34S，CO2一般要比 CH4中的13C含量高，反硝化作用常使得殘留NO3-中14N和18O的含量同步增大。 (4) 對(duì)于同一化合物的不同物相態(tài)或同一元素的不同組分，一般來(lái)說(shuō)物質(zhì)的密度越大，平衡分餾就使其所含的重同位素越多。例如，對(duì)于各種相態(tài)的水來(lái)說(shuō)，18O固態(tài)水>18O液態(tài)水>18O氣態(tài)水；對(duì)于存在于CO2、HCO3-、CaCO3中的13C和18O來(lái)說(shuō)， 。 同位素動(dòng)力分餾

15、是指偏離同位素平衡分餾的一類同位素分餾現(xiàn)象。許多物理、化學(xué)、生物過(guò)程都能引起同位素的動(dòng)力分餾。一般的同位素平衡分餾與時(shí)間無(wú)關(guān)，而同位素動(dòng)力分餾則是時(shí)間的函數(shù)，即在動(dòng)力分餾過(guò)程中同位素在不同物質(zhì)或物相中的分配是隨時(shí)間和反應(yīng)過(guò)程而變化的。由于同位素動(dòng)力分餾涉及到了反應(yīng)速度、反應(yīng)過(guò)程及其機(jī)理，從而使得這類問(wèn)題的研究要比同位素平衡分餾的研究困難得多。目前研究得比較成熟的是同位素平衡分餾，其中最具代表性的就是同位素交換反應(yīng)和Rayleigh分餾。 3同位素交換反應(yīng) 同位素交換反應(yīng)是指，在同一體系中，物質(zhì)的化學(xué)成分不發(fā)生改變(化學(xué)反應(yīng)處于平衡狀態(tài))，僅在不同的化合物之間，不同的物相之間或單個(gè)分子之間發(fā)生同

16、位素置換或重新分配的現(xiàn)象。例如，下述的反應(yīng)均為同位素交換反應(yīng)： Si18O2 + H216O Si16O2 + H218O H2O + HD HDO + H2 H2 + D2 2HD 可見，在同位素交換反應(yīng)中，反應(yīng)前后的分子數(shù)和化學(xué)組分都不發(fā)生變化，只是同位素含量在化學(xué)組分間進(jìn)行了重新分配。同位素交換反應(yīng)與普通的化學(xué)反應(yīng)一樣，也是可逆的，可以用平衡常數(shù)K來(lái)定量地描述反應(yīng)進(jìn)行的程度，例如對(duì)于下述的交換反應(yīng)： AX + BX* AX* + BX 其平衡常數(shù)可表示為： ( 4-1-8 ) 式中，AX、BX為兩種化合物分子，X和X*分別表示某一元素的輕同位素和重同位素。式(4-1-8)可改寫為： (

17、4-1-9 ) 可見，對(duì)于只有一個(gè)同位素原子參加交換的簡(jiǎn)單交換反應(yīng)來(lái)說(shuō)，當(dāng)同位素交換反應(yīng)同時(shí)達(dá)到平衡狀態(tài)時(shí)，平衡分餾系數(shù)就等于反應(yīng)的平衡常數(shù)。但對(duì)于有多個(gè)同位素原子參加的交換反應(yīng)，上述關(guān)系則不再成立。 4同位素Rayleigh分餾 由于不同氫、氧同位素所組成的水分子的蒸汽壓不同，因此在水的蒸發(fā)和凝結(jié)過(guò)程中會(huì)發(fā)生同位素的分餾作用，通常用Rayleigh分餾模型來(lái)描述這種分餾過(guò)程。Rayleigh分餾模型的假定條件是，蒸汽從液相中蒸發(fā)出來(lái)后，立即從系統(tǒng)中分離出去。使用Rayleigh分餾模型可得到蒸發(fā)與凝結(jié)過(guò)程中水與蒸汽同位素比值的變化過(guò)程。 Rayleigh同位素分餾是一種平衡分餾，但它與同位素

18、交換平衡又有所不同，后者一旦達(dá)到平衡狀態(tài)，物質(zhì)的同位素組成將保持不變；但在同位素Rayleigh分餾過(guò)程中，由于有一部分產(chǎn)物在不斷地離開體系，物質(zhì)的同位素組成將隨時(shí)間不斷地發(fā)生變化。因此Rayleigh分餾不僅取決于平衡分餾系數(shù)，而且與過(guò)程的完成程度有關(guān)。 下面以恒溫條件下水蒸汽凝結(jié)成雨及水的蒸發(fā)為例來(lái)說(shuō)明同位素Rayleigh分餾。 (1) 水蒸汽恒溫凝結(jié)的同位素Rayleigh分餾 設(shè)蒸汽和液態(tài)水的同位素比值分別為Rg和Rl，則兩相間的同位素分餾系數(shù)為： ( 4-1-10 ) 對(duì)于質(zhì)量為M的一團(tuán)水蒸汽，其中的重同位素總量為M×Rg，質(zhì)量為dM的少量水蒸汽的凝結(jié)會(huì)從蒸汽中移出Rld

19、M=dMRg的重同位素，與此同時(shí)蒸汽團(tuán)中重同位素的變化量為d(MRg)，據(jù)此可得重同位素的質(zhì)量守恒方程為： d(MRg)=MdRg+RgdM=RldM=dMRg 整理上式可得： ( 4-1-11 ) 設(shè)云團(tuán)的初始質(zhì)量為M0，同位素比值為Rg0，經(jīng)過(guò)凝結(jié)成雨后其質(zhì)量和同位素比值分別變?yōu)镸和Rg，則對(duì)式(4-1-11)積分可得： 恒溫條件下可視為常數(shù)，故有： ( 4-1-12 ) 令 顯然，f表示的是水蒸汽凝結(jié)過(guò)程中任一瞬時(shí)剩余蒸汽的份額，則由式(4-1-12)有： ( 4-1-13 ) 這便是水蒸汽恒溫冷凝過(guò)程中的同位素Rayleigh分餾基本方程。 對(duì)于18O來(lái)說(shuō)，因?yàn)椋?代入式(4-1-13

20、)便可得到： ( 4-1-14 ) 即 (4-1-15) 式中，O為水蒸汽冷凝過(guò)程中18O的分餾系數(shù)，為溫度的函數(shù)（見表4-1-3），(18O)g為殘留蒸汽的18O值，(18O) g0 為初始狀態(tài)下水蒸汽的18O值。式(4-1-15)反映了水蒸汽恒溫冷凝過(guò)程中殘留蒸汽的18O值隨f的變化關(guān)系。 根據(jù)式(4-1-10)，由于： 故有： ( 4-1-16 ) 因此，根據(jù)殘留蒸汽的18O值隨f的變化關(guān)系(式4-1-15)，由式(4-1-16)便可對(duì)冷凝水的18O值隨f的變化進(jìn)行計(jì)算。 同理，對(duì)于2H，可得到水蒸汽恒溫冷凝過(guò)程中殘留蒸汽及冷凝水的2H值隨f的變化關(guān)系分別如下： ( 4-1-17 ) (

21、 4-1-18 ) 式中，H為恒溫蒸發(fā)過(guò)程中2H的分餾系數(shù)，(2H)g為殘留蒸汽的2H值，(2H)g0 為初始狀態(tài)下水蒸汽的2H值。已知25時(shí)O=1.0092、H=1.074，若令初始狀態(tài)下水蒸汽的(18O)0=-9.12、(2H)0=-68.90，則可由式(4-1-1518)得到水蒸汽冷凝過(guò)程中殘留蒸汽及冷凝水的18O及2H值隨f的變化關(guān)系如圖(4-1-1)。 表4-1-3 O、H隨溫度的變化關(guān)系 t() 103lnO 103lnH t() 103lnO 103lnH -10 12.8 122 25 9.3 76 0 11.6 106 30 8.9 71 5 11.1 100 40 8.2

22、62 10 10.6 93 50 7.5 55 15 10.2 87 75 6.1 39 20 9.7 82 100 5.0 27 （據(jù)Kehew A.E.，2001） 由圖(4-1-1)可見，隨著冷凝過(guò)程的進(jìn)行，殘留水蒸汽和冷凝水中的18O和2H含量不斷減小，當(dāng)水蒸汽的18O=-9.12、2H =-68.90時(shí)，對(duì)應(yīng)的冷凝水的18O=2H =0。與此同時(shí)，隨著f的減小，冷凝水與殘余水蒸汽之間的同位素差值水蒸汽逐漸減小。例如，當(dāng)f=0.9時(shí)，對(duì)于18O，水蒸汽為9.11，對(duì)于2H，水蒸汽為68.37；當(dāng)f=0.1時(shí)，對(duì)于18O，水蒸汽為8.93，對(duì)于2H，差值為58.11。 圖4-1-1 水蒸

23、汽恒溫冷凝過(guò)程中的氫氧同位素分餾 (2) 水恒溫蒸發(fā)的同位素Rayleigh分餾 若定義*為恒溫蒸發(fā)過(guò)程中的同位素分餾系數(shù)，F(xiàn)為任一瞬時(shí)剩余水的份額，則可得到等溫蒸發(fā)過(guò)程的Rayleigh分餾基本方程為： ( 4-1-19 ) 考慮到 ( 4-1-20 ) 故有： ( 4-1-21 ) 根據(jù)式(4-1-21)可得到水恒溫蒸發(fā)過(guò)程中蒸汽及殘留水的18O及2H值隨F的變化關(guān)系依次如下： 殘留水： ( 4-1-22 ) 蒸汽： ( 4-1-23 ) 殘留水： ( 4-1-24 ) 蒸汽： ( 4-1-25 ) 式中，(18O)lo 和(2H)lo 分別為初始狀態(tài)下水的18O和2H值。若令(18O)l

24、o =-0、(2H)lo =-0，則可由式(4-1-2225)得到水恒溫蒸發(fā)過(guò)程中蒸汽及殘留水的18O及2H隨f的變化關(guān)系如圖(4-1-2)。 由圖(4-1-2)可見，隨著水的不斷蒸發(fā)，蒸汽和殘余水中的18O和2H含量不斷增大，當(dāng)水的18O=2H =0，對(duì)應(yīng)的蒸汽的18O=-9.12、2H =-68.90。同時(shí)，隨著F的減小，冷凝水與殘余蒸汽之間的同位素差值水蒸汽不斷增大。例如，當(dāng)f=0.9時(shí)，對(duì)于18O，水蒸汽等于9.12；對(duì)于2H，水蒸汽為69.40。當(dāng)f=0.1時(shí)，對(duì)于18O，水蒸汽為9.31；對(duì)于2H，水蒸汽為80.74。 圖4-1-2 水恒溫蒸發(fā)過(guò)程中的氫氧同位素分餾 4.2 天然水

25、的氫氧穩(wěn)定同位素組成及應(yīng)用 地下水主要起源于大氣降水和各種地表水的入滲補(bǔ)給，因此其氫氧穩(wěn)定同位素組成主要受到了下述兩類因素的控制，其一為入滲雨水及地表水的同位素組成特征，其二是滲入地下后水的同位素組成所發(fā)生的變化。因此闡明與地下水有成因聯(lián)系的各種天然水的氫氧同位素組成及其變化特征，對(duì)于理解地下水同位素形成有重要的意義。4.2.1 大氣降水 為了系統(tǒng)地研究大氣降水的同位素組成特征，國(guó)際原子能機(jī)構(gòu)（IAEA）與世界氣象組織（WMO）共同建立了全球降雨同位素觀測(cè)網(wǎng)，該觀測(cè)網(wǎng)從1961年開始進(jìn)行觀測(cè)，目前已經(jīng)積累了大量的觀測(cè)資料。根據(jù)對(duì)這些資料的分析，人們發(fā)現(xiàn)大氣降水的同位素組成變化很大，2H的變化范

26、圍為+50-500，18O的變化范圍為+50-500。大氣降水同位素組成的一個(gè)重要特點(diǎn)就是，它比海水貧2H和18O，值一般為負(fù)值。這一特點(diǎn)從大氣降水主要起源于海水的蒸發(fā)是很容易理解的。盡管大氣降水的同位素的組成變化很大，但這種變化并不是雜亂無(wú)章、沒(méi)有規(guī)律可循的。根據(jù)研究，大氣降水的同位素組成的變化可以用溫度效應(yīng)、緯度效應(yīng)、大陸效應(yīng)、高度效應(yīng)以及雨量效應(yīng)來(lái)解釋。1. 溫度效應(yīng) 大氣降水的2H和18O值與地面年平均氣溫往往呈線性關(guān)系，溫度升高，值增大，溫度降低，值減小，稱這種效應(yīng)為溫度效應(yīng)。溫度效應(yīng)主要是由于蒸發(fā)過(guò)程中的分餾作用隨著溫度的升高而減弱所造成的。當(dāng)溫度較高時(shí)，由于分餾作用較弱，因此由海

27、水蒸發(fā)所形成的水蒸氣中的2H和18O含量就較高，這便使得由這種水蒸氣所形成的降雨中的2H和18O含量也較高；而當(dāng)溫度較低時(shí)，較強(qiáng)的分餾作用使得水蒸氣中的2H和18O含量較低，進(jìn)而由其所形成的降雨中2H和18O的含量也較低。根據(jù)Dansgaard的資料，在大西洋沿岸濱海地區(qū)，大氣降水的18O和2H值與當(dāng)?shù)氐哪昶骄鶜鉁豻（）之間分別具有下述的線性關(guān)系： （4-2-1） （4-2-2）可見，在這一地區(qū)，溫度每升高1，大氣降水的18O值大約增加0.695，2H值則增加約5.6。根據(jù)鄭淑慧等人（張理剛，1985）的資料，在我國(guó)的京廣鐵路沿線及附近地區(qū)，溫度每升高1，大氣降水的18O值平均約增加0.35，

28、2H值平均約增加2.8。他們所得出的該地區(qū)大氣降水的18O和2H值與當(dāng)?shù)啬昶骄鶜鉁豻（）之間關(guān)系依次為： （4-2-3） （4-2-4）2. 緯度效應(yīng) 緯度效應(yīng)是指大氣降水的2H和18O值隨著緯度的升高而減小的現(xiàn)象被。例如，在北美地區(qū)，緯度美升高1度，大氣降水的18O值減小約0.5；我國(guó)東北地區(qū)大氣降水的同位素組成與緯度的相關(guān)關(guān)系為（鄭淑慧，1982）： （r = 0.945） （4-2-5） （r = 0.950） （4-2-6）式中，NL為北緯度，r為相關(guān)系數(shù)。圖4-2-1是全球雨水中的18O值隨緯度的變化關(guān)系，由圖可見，盡管不同地區(qū)降水的18O值隨緯度的變化率不同，但其變化趨勢(shì)則是一致的

29、，即隨著緯度的升高，大氣降水的18O值不斷降低。圖4-2-1 全球降雨中18O平均值的分布 緯度效應(yīng)的形成主要有兩方面的原因，一方面是由于緯度的升高，當(dāng)?shù)氐哪昶骄鶜鉁卦诓粩嘟档?；另一方面是因?yàn)榇髿馊χ械乃魵獯蟛糠中纬捎诘途暥鹊貐^(qū)，當(dāng)云團(tuán)向高緯度地區(qū)移動(dòng)時(shí)，由于不斷地發(fā)生Rayleigh 凝結(jié)作用，使得云團(tuán)及與之平衡的雨水的2H和18O值不斷降低。3. 大陸效應(yīng) 大陸效應(yīng)是指從海岸區(qū)向大陸內(nèi)部，大氣降水的2H和18O值逐漸減小的現(xiàn)象。如廣州、昆明、拉薩大氣降水2H的平均值依次為-29、-76和-131。圖4-2-2是由張理剛（1985）整理的我國(guó)大氣降水的2H等值線圖，該圖更明顯地反映出了2H

30、的大陸效應(yīng)。圖4-2-2 中國(guó)現(xiàn)代大氣降水2H年平均值等值線圖 大陸效應(yīng)的產(chǎn)生與降雨的形成過(guò)程直接相關(guān)，圖4-2-3直觀地反映了這一過(guò)程。該過(guò)程開始于海水蒸發(fā)并在海洋上方形成云團(tuán)，當(dāng)云團(tuán)中的水蒸汽冷凝形成降雨時(shí)，與氣相相比，液相中的2H和18O發(fā)生了富集，因此最初形成的雨水的同位素組成與海水接近。隨著云團(tuán)向內(nèi)陸方向運(yùn)移，降雨過(guò)程不斷發(fā)生，云團(tuán)中的重同位素逐漸貧化，從而使降雨中的重同位素含量逐漸減小。圖4-2-3 大陸效應(yīng)的形成過(guò)程示意圖4. 高度效應(yīng) 大氣降水的2H和18O值隨著地形高程的增高而減小的現(xiàn)象被稱為高度效應(yīng)。一般來(lái)說(shuō)，地形高程與降水的值之間常呈的線性關(guān)系，以18O為例，這種關(guān)系式可

31、寫為： （4-2-7）式中，h為地形高程，k為同位素高度梯度，b為地區(qū)常數(shù)。對(duì)一個(gè)確定地區(qū)來(lái)說(shuō)k、b通常為一定值。由于地形和氣候條件的不同，18O的高度梯度一般在-0.15/100m到-0.5/100m之間變化（Yurtsever，1980）。于津生（1980）等人對(duì)我國(guó)川、黔、藏一帶大氣降水的同位素組成與地形高程之間的關(guān)系進(jìn)行了研究，他們得出的該地區(qū)大氣降水的2H和18O值與地形高程之間的關(guān)系分別如下： （4-2-8） （4-2-9）可見這一地區(qū)2H和18O的高度梯度分別為-0.31/100m和-2.6/100m。 高度效應(yīng)可以簡(jiǎn)單地用溫度效應(yīng)來(lái)解釋，因?yàn)殡S著地形高程的增高，溫度將逐漸地降低

32、。高度效應(yīng)在水文地質(zhì)研究中的重要應(yīng)用之一就是據(jù)此可以確定地下水的補(bǔ)給來(lái)源和高程。5. 雨量效應(yīng) 降雨量的大小對(duì)降水的同位素組成也產(chǎn)生著影響，一般來(lái)說(shuō)，雨量越大，降水的2H和18O值越低，這種效應(yīng)被稱為雨量效應(yīng)。根據(jù)IAEA的資料，赤道附近島嶼降水的18O值與降水量（P）之間的關(guān)系為： r=0.874 （4-2-10）式中，P為月平均降水量（mm）。我國(guó)廣州、昆明降水的18O值與平均降水量之間的關(guān)系分別為： （廣州） （4-2-11） （昆明） （4-2-12）Dansgaard（1964）對(duì)產(chǎn)生雨量效應(yīng)的解釋是，較低溫度下將形成較大的降雨，同時(shí)較低溫度下凝結(jié)過(guò)程中的分餾作用也使得降雨中的重同位

33、素貧化。雨量效應(yīng)首次是在印度新德里被觀測(cè)到的，其最明顯的特征就是在高溫多雨的夏季，降水中的中的重同位素含量反倒低于冬季降水中的重同位素含量。在關(guān)島的降雨中也觀測(cè)到了這一特征（圖4-2-4）。圖4-2-4 關(guān)島及新德里降雨中的18O含量隨季節(jié)的變化關(guān)系 6. 大氣降水線 1961年Craig通過(guò)對(duì)全球降水樣品同位素資料的分析指出，雨水的2H和18O值之間存在著線性關(guān)系，并得出了如下的相關(guān)關(guān)系式： （4-2-13）式（4-2-13）被稱為Craig公式。在以18O為橫坐標(biāo)、以2H為縱坐標(biāo)的圖上，世界各地降水的同位素組成都沿著式（4-2-13）反映的直線分布（圖4-2-5），因此式（4-2-13）又

34、被稱為全球雨水線（GMWL）。圖4-2-5中右上角封閉盆地的同位素資料偏離了全球降水線，這主要是由于這些地區(qū)強(qiáng)烈的蒸發(fā)作用造成的。圖4-2-5 全球降水的2H與18O值之間的關(guān)系 必須指出的是，不同的地區(qū)，降水的2H與18O值之間的關(guān)系往往偏離上述的全球降水線方程。例如，Yurtsever（1975）根據(jù)北美大陸8個(gè)臺(tái)站的資料得到雨水線為： （4-2-14）鄭淑慧等（1982）根據(jù)我國(guó)8個(gè)城市的資料得到的我國(guó)的降水線為： （4-2-15）與上述的全球降水線相對(duì)應(yīng)，我們把各個(gè)不同地區(qū)的降水線稱為地區(qū)降水線（LMWL）。在干旱和熱帶地區(qū)，降水線的斜率通常小于8，這主要是由于雨滴在下降過(guò)程中發(fā)生了二

35、次蒸發(fā)所引起的。當(dāng)根據(jù)同位素資料確定地下水的起源時(shí)，常用的方法就是把地下水的2H和18O資料繪制在以18O為橫坐標(biāo)、以2H為縱坐標(biāo)的圖上，同時(shí)附以全球降水線或地區(qū)降水線作為參考，在圖上比較兩者之間的關(guān)系，當(dāng)?shù)叵滤耐凰亟M成十分接近地區(qū)大氣降水線時(shí)，說(shuō)明地下水起源于大氣降水，是由大氣降水所補(bǔ)給的。4.2.2 海水 海水中溶解武裝的平均濃度為3.5，強(qiáng)烈蒸發(fā)的封閉海盆中可達(dá)4以上?，F(xiàn)代海水的2H和18O值接近于0，變化范圍很窄。引起海水同位素組成變化的主要原因是蒸發(fā)作用和冰融水的稀釋作用。蒸發(fā)作用使輕同位素優(yōu)先進(jìn)入氣相，剩下的水變重。這種變化在表層海水中較為顯著。大洋表面水2H與18O之間為一直

36、線關(guān)系：2H = m18O。直線的斜率m在不同的地區(qū)有一定的變化，一般隨著蒸發(fā)量與降水量之比的增大而減小。如在北太平洋，m為7.5；在北大西洋，m=6.5；在紅海，m=6.0。蒸發(fā)作用不僅影響表層海水的同位素組成，而且使其鹽度增大。因此，值與鹽度之間也存在正相關(guān)關(guān)系。如圖4-2-6所示，紅海的深部水、中間水和表層水的鹽度從36變化至41，相應(yīng)地，2H從4上升到11，18O從0.6上升到1.9；圖紙直線的斜率分別為1.40（2H）和0.26（18O）。在高緯度地區(qū)，表層海水的2H、18O值及鹽度由于冰雪融化水的混入而降低。北大西洋表層海水的18O值與鹽度之間的關(guān)系式為： （4-2-16）式中s為

37、鹽度（）。4.2.3 地下水的同位素成分 由于地下水儲(chǔ)存并運(yùn)動(dòng)于巖土空隙之中，因此要理解地下水同位素成分的形成機(jī)制，應(yīng)首先明確巖土的同位素成分對(duì)地下水的影響。根據(jù)研究，水巖同位素交換主要受到了溫度的控制，并具有下述的特點(diǎn)如：（1）對(duì)于溫度低于60的地下水，水巖同位素交換反應(yīng)的速度極其緩慢，這種水的同位素成分能夠保持上百萬(wàn)年而不發(fā)生變化。因此對(duì)于溫度低于60的地下水，可以認(rèn)為巖土的同位素成分對(duì)地下水的同位素組成沒(méi)有影響。（2）當(dāng)?shù)叵滤臏囟雀哂?0，尤其是高于80時(shí)，水巖同位素交換反應(yīng)的速度明顯加快。一般情況下，由于巖石中含氧礦物的18O含量明顯高于水的18O含量（灰?guī)r的18O值一般在20

38、77;25之間，鋁硅酸巖的18O值在10左右），因此水巖同位素交換反應(yīng)的結(jié)果常使地下水的18O值顯著增大，產(chǎn)生所謂的氧同位素重化漂移。又因?yàn)闅湓趲r石中的含量極少，當(dāng)?shù)叵滤?8O值由于水巖同位素交換反應(yīng)而顯著增大時(shí)，其2H值則基本保持不變。根據(jù)上述水巖同位素交換反應(yīng)的特點(diǎn)，從同位素水文地質(zhì)學(xué)的角度可以把地下水劃分為：現(xiàn)代滲入成因的低溫地下水、古地下水、地下熱水、沉積水、初生水和變質(zhì)水。下面對(duì)各種類型地下水的同位素組成特征分別予以分析。1. 現(xiàn)代滲入成因的低溫地下水 現(xiàn)代滲入成因的低溫地下水是相對(duì)于古地下水和地下熱水而言的，它指的是在現(xiàn)代氣候條件下，由大氣降水入滲而形成的溫度低于60的地下水。由

39、于這種水的溫度比較低，故可以不考慮水與圍巖間的同位素交換作用?？紤]到大氣降水通過(guò)包氣帶的滲透速度十分緩慢，使其在包氣帶中進(jìn)行了充分地混合，因此在一般情況下，現(xiàn)代滲入成因低溫地下水的同位素成分與當(dāng)?shù)卮髿饨邓哪昶骄凰爻煞质纸咏?。但在有些地區(qū)，兩者之間還存在一定的差別。例如，在加拿大西部地區(qū)，降水的年平均18O值要比當(dāng)?shù)販\層地下水高幾個(gè)千分偏差單位（Clark and Fritz，1997）。這主要是由于降水對(duì)地下水的補(bǔ)給不均而造成的，冬季降水中的18O含量少，但其對(duì)地下水的補(bǔ)給比例卻相對(duì)較大；夏季的降水量很大，但由于蒸發(fā)蒸騰作用的影響對(duì)地下水的補(bǔ)給比例卻較少。2. 古地下水 古地下水則是指

40、在氣候條件不同于現(xiàn)代的地質(zhì)歷史時(shí)期中滲入地下的大氣降水。目前同位素方法研究的古地下水主要是指第四紀(jì)以來(lái)由于冰期和間冰期的氣候變化，使得其同位素組成有別于現(xiàn)代水的地下水。根據(jù)海平面的升降資料大致可以確定，全球范圍內(nèi)的最后一次冰期始于25000年前，在18000年前達(dá)到了高峰，冰川的退縮、即氣候的轉(zhuǎn)暖大約開始于12000年前，完成于8000年前。Gat等（1971）對(duì)西奈半島一承壓含水層進(jìn)行同位素了研究，表4-2-1列出了他們的測(cè)試結(jié)果，可見西奈半島在距今1300031000年時(shí)的氣溫比現(xiàn)在要低。表4-2-1 西奈半島現(xiàn)代降水及承壓水的2H和18O分析結(jié)果 類型 2H（） 18O（） 地下水年齡

41、現(xiàn)代降水 -20 -5 現(xiàn)代 承壓水 -65 -7.5 距今1300031000年 3. 沉積水 沉積水指的是隨沉積物一起沉積下來(lái)并保存在地下的水，因此沉積水又稱埋藏水。根據(jù)眾多學(xué)者的研究，沉積水的同位素成分是沿著一條斜率比大氣降水線小、但為正值的直線分布的（圖4-2-7）。這條直線與大氣降水線的交點(diǎn)正好是當(dāng)?shù)卮髿饨邓凰爻煞值哪昶骄担撝本€一般也不通過(guò)海水的同位素成分點(diǎn)。據(jù)此人們推測(cè)，沉積水并不像人們以前認(rèn)為的那樣，主要是海成的，而是由大氣降水形成的。其18O值的升高是由于與巖土發(fā)生了同位素交換而造成的，2H值的升高則主要是由于與沉積水中含量比較多的H2S及CH4發(fā)生交換而造成的。圖4-

42、2-7 沉積水的同位素成分4. 巖漿水 巖漿水是指巖漿冷凝過(guò)程中析出的水。巖漿的主要成分是一些鋁硅酸巖，水在巖漿中的含量有時(shí)可占其總量的5。由于巖漿的成分比較單一，所以與之平衡的巖漿水也具有比較單一的同位素組成。根據(jù)計(jì)算和一些礦物包裹體的實(shí)測(cè)結(jié)果，巖漿水2H值的變化范圍一般為-5080，18O值的變化范圍為7.09.5。這里存在的一個(gè)問(wèn)題是，按照水圈形成的地球冷成說(shuō)，地球上的水都是由巖漿冷凝所形成的。我們知道地球上最大的地表水體海水的2H18O0。因此海水的2H含量明顯地高于巖漿水，而18O含量則低于巖漿水。如果海水起源于巖漿水的話，則在地質(zhì)歷史時(shí)期中其2H值為什么會(huì)升高、18O值為什么又發(fā)生

43、了較大程度的降低？這個(gè)問(wèn)題是地球冷成說(shuō)必須回答的問(wèn)題。5. 變質(zhì)水 變質(zhì)水是指巖石在高溫高壓下發(fā)生變質(zhì)作用時(shí)所釋放出的水。由于變質(zhì)作用是在高溫高壓下進(jìn)行的，因此推測(cè)變質(zhì)水與遭受變質(zhì)的巖石礦物之間達(dá)到了同位素平衡狀態(tài)。如果已知變質(zhì)作用進(jìn)行過(guò)程中的溫度，則可以根據(jù)礦物的同位素成分對(duì)變質(zhì)水的同位素組成進(jìn)行計(jì)算，根據(jù)一些研究者的計(jì)算結(jié)果，變質(zhì)水2H值的變化范圍為-2065，18O值的變化范圍為525。6. 地下熱水 這里所說(shuō)的地下熱水指的是溫度高于60的地下水。通過(guò)對(duì)世界各地許多地?zé)崴畾溲醴€(wěn)定同位素成分的研究，發(fā)現(xiàn)地下熱水的同位素成分一般具有下述的特點(diǎn)：（1）地下熱水的18O值一般高于當(dāng)?shù)販\層低溫地下

44、水的18O值，即地下熱水的18O值產(chǎn)生了所謂的氧同位素重化漂移。（2）地下熱水的2H值一般與當(dāng)?shù)販\層低溫地下水的2H值相等，即等于當(dāng)?shù)卮髿饨邓哪昶骄?H值；這表明地下熱水大部分都起源于大氣降水，其氧同位素重化漂移主要是由于水巖間的18O交換而引起的。圖4-2-8給出了世界上一些著名的中弱堿性地?zé)崴驼羝耐凰爻煞郑蓤D可見其氧同位素均發(fā)生了不同程度的重化漂移。如新西蘭的懷臘開地?zé)崽?，?8O的漂移值約為1，而美國(guó)索爾頓湖地?zé)崴?8O漂移值則達(dá)到了15。事實(shí)上，地?zé)崴跬凰氐钠瞥潭戎饕Q于熱水的溫度、圍巖的18O值、水/巖比值以及熱水在熱儲(chǔ)中的滯留時(shí)間。懷臘開地?zé)崽镂挥诨鹕綆r地區(qū)，巖

45、石伴有熱液蝕變，說(shuō)明其水/巖比值較大；索爾頓湖地?zé)崽锏臒醿?chǔ)層為富含18O的沉積物，水溫超過(guò)300，同位素交換時(shí)水與巖石大體上是等量的。圖4-2-8 世界上一些中弱堿性地?zé)崴罢羝耐凰亟M成當(dāng)然，也有一些地下熱水的2H值隨著18O值的增大而增加。圖4-2-9表明，對(duì)于黃石公園、拉森公園、蓋塞斯等酸性溫泉，在18O富集的同時(shí)也伴隨著2H含量的增大，其2H18O關(guān)系曲線為一斜率大約等于3的直線。同時(shí)，熱水的同位素組成沒(méi)有向單一點(diǎn)匯聚的現(xiàn)象，這說(shuō)明其成分不是由于與其他類型水混合而形成的。Craig認(rèn)為地?zé)崴?090時(shí)的蒸發(fā)作用是造成上述現(xiàn)象的原因。事實(shí)上，根據(jù)這一溫度范圍內(nèi)的簡(jiǎn)單蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)，Crai

46、g能夠在實(shí)驗(yàn)室中再現(xiàn)類似圖4-2-9的同位素成分變化規(guī)律。圖4-2-9 地表溫度低于100的一些酸性熱水的同位素組成 4.2.4 氫氧穩(wěn)定同位素在水文地質(zhì)研究中的應(yīng)用 由上述的討論可見，氫氧穩(wěn)定同位素方法在確定地下水的成因類型、地下熱水的起源等理論問(wèn)題方面有重要的意義。同時(shí)，該方法還是解決地下水的補(bǔ)給來(lái)源、補(bǔ)給區(qū)高程、各種補(bǔ)給來(lái)源水的混合比例、各類水體間的水力聯(lián)系等實(shí)際應(yīng)用問(wèn)題的有力工具。 1. 判斷地下水的補(bǔ)給來(lái)源 如果地下水有幾種不同的降水補(bǔ)給源，而且這些降水的蒸發(fā)、凝結(jié)條件各不相同，則它們?cè)?H18O關(guān)系曲線上就會(huì)呈現(xiàn)出不同的斜率和截距。據(jù)此，便可對(duì)地下水的補(bǔ)給來(lái)源進(jìn)行判定。在土耳其科尼

47、亞平原所進(jìn)行的同位素研究，就是這種方法的一個(gè)成功范例。 科尼亞平原位于土耳其中部地區(qū)，根據(jù)氫、氧穩(wěn)定同位素成分分析結(jié)果，平原內(nèi)潛水的同位素組成為2H =8180+22，這正好是平原南部地中海地區(qū)的大氣降水線；平原內(nèi)深部承壓水的同位素組成為2H8180+10，這正好是北部大西洋濕汽補(bǔ)給的降水線。由此可以判定，科尼亞平原上部潛水接受了來(lái)自地中海方向大氣降水的補(bǔ)給，深部承壓含水則接受了來(lái)自大西洋方向降水的補(bǔ)給。 2. 確定地下水補(bǔ)給區(qū)的高程 根據(jù)降水中2H和180的高度效應(yīng)，對(duì)于現(xiàn)代滲入成因的地下水，其補(bǔ)給區(qū)的海拔高程（H）可由下式計(jì)算： （4-2-17） 式中： H地下水補(bǔ)給區(qū)的高程（m）； h取

48、樣點(diǎn)（井、泉）的標(biāo)高（m）； S地下水的同位素成分（）； P為大氣降水中的同位素成分（）；k同位素高度梯度（/100m）。 Fontes和Blavoux曾對(duì)法國(guó)埃維思地區(qū)泉水補(bǔ)給區(qū)的高程進(jìn)行了研究，這個(gè)地區(qū)的已知參數(shù)為：P=-9.25，S=-10.55，h=385 m，k=-0.3/100 m，據(jù)此他們得到該泉水補(bǔ)給區(qū)的高程為820 m。通過(guò)對(duì)研究區(qū)水文地質(zhì)條件的分析，認(rèn)為該計(jì)算結(jié)果是比較合理的。 3. 確定混合水的混合比例 使用同位素法確定混合水混合比例的前提條件是：（1）端元混合水樣的同位素成分存在明顯差異；（2）發(fā)生混合作用后，水的同位素成分未與巖石相互作用而發(fā)生改變。 當(dāng)?shù)叵滤怯蓛煞N

49、不同類型的水混合而成時(shí)，例如圖4-2-10中的水樣A和B，則混合水的同位素組成（M1）位于A、B之間的連線上，且混合比例由線段AM1與M1B長(zhǎng)度的比值所決定。當(dāng)?shù)叵滤怯扇N不同類型的水混合而成時(shí)，例如圖4-2-10中的水樣A、B、C，則混合水的同位素組成（M2）位于由點(diǎn)A、B和C所確定的三角形范圍之內(nèi)，其混合比例取決于三角形AM1B、B M2C和AM2C面積的相對(duì)大小。對(duì)于由兩種不同類型水混合而成的地下水，若已測(cè)得了端元混合水樣A、B的同位素組成分別為A和B，地下水的同位素組成為M。假定水樣A在地下水中的混合比例為R，則水樣B在地下水中的混合比例為（1-R），因此按照同位素的質(zhì)量守恒關(guān)系有：

50、 （4-2-18） 據(jù)此可求得R為： （4-2-19） 對(duì)于由三種不同類型水混合而成的地下水，若測(cè)得端元混合水樣A、B、C中2H和18O的含量依次為2H A、2H B、2H C及18OA、18O B、18O C，地下水中2H和18O的含量分別為2H M和18OM。假定水樣A在地下水中的混合比例為R1，水樣B在地下水中的混合比例為R2，則水樣C在地下水中的混合比例為（1-R1-R2），因此水中2H和18O質(zhì)量守恒關(guān)系分別為： （4-2-20） （4-2-21） 聯(lián)立方程（4-2-20）、（4-2-21）便可求得水樣A、B、C在地下水中的混合比例。 涅因等人研究了齊姆鮑河水補(bǔ)給地下水的過(guò)程。已知該

51、地區(qū)的地下水主要是由河水和大氣降水補(bǔ)給的，河水的平均2H值為 -47；當(dāng)?shù)卮髿饨邓钠骄?H值為-24.1；地下水從上至下不同深度的三個(gè)取樣點(diǎn)上的2H值依次為-31.9、-39.2、-46.7。根據(jù)這些資料，他們計(jì)算出相應(yīng)于上述三個(gè)深度地下水中大氣降水補(bǔ)給所占比例依次為65.93、34.06和4.39?？梢姀纳现料拢叵滤写髿饨邓嫉谋壤饾u減小。 3. 確定不同水體間的水力聯(lián)系 當(dāng)傍河抽取地下水時(shí)，河水對(duì)抽水量往往有一定的貢獻(xiàn)，這種貢獻(xiàn)可以使用同位素方法進(jìn)行鑒別。一般情況下，河水的同位素組成往往隨著季節(jié)的變化而變化，這與淺層地下水的同位素成分接近當(dāng)?shù)卮髿饨邓骄档奶卣饔忻黠@差別。在德國(guó)

52、，人們?cè)褂眠@種方法研究了Weihung河與Illet河對(duì)位于其附近抽水井抽水量的貢獻(xiàn)（圖4-2-11），結(jié)果證明抽水井抽取的地下水主要來(lái)自Illet河的補(bǔ)給。 圖4-2-11 19811985年間Weihung河、Illet河及井水180值的變化 由于不同含水層中地下水的同位素組成可能不同，故根據(jù)各含水層的2H和180含量就可判定它們之間的相互聯(lián)系程度。此方法有時(shí)可能是解決這類問(wèn)題的唯一可行手段。在匈牙利大平原，為了研究了碳酸鹽地層中的承壓水通過(guò)粘性土層補(bǔ)給第四系潛水含水層的可能性，人們對(duì)兩個(gè)含水層中的地下水分別進(jìn)行了取樣，并測(cè)定了其2H含量，得到了下述結(jié)果：承壓水2H平均=-86；潛水2H平均=-63。根據(jù)兩個(gè)含水層中2H含量的這種較大差異，可見承壓水對(duì)潛水的補(bǔ)給是極不明顯的。湖泊、濕地與地下水通常也有較密切的聯(lián)系，由于湖面及濕地強(qiáng)烈的蒸發(fā)作用