氢氧稳定同位素在水团混合计算中的应用初探

氢氧稳定同位素在水团混合计算中的应用初探

氢氧稳定同位素作为天然示踪剂，研究降水与地表水的混合作用、地表水与地下水的补给作用以及地表水之间的相互作用等过程中具有重要作用，通过二源线性混合模型可以计算二源和三源水团混合过程中端元的贡献率，而在计算多源混合过程中，则需要采用局部分析或者补充其他示踪剂等方式来综合计算。

标签：稳定同位素；水体贡献率；二源线性混合模型

近年來，河流和湖泊水体的富营养化问题日益严重，尤其对于大中型水库而言，库区干流水体营养状态良好，而支流大多保持中营养状态或者富营养化状态，部分支流呈现重度富营养化状态。研究表明，水体富营养化状态主要由营养物质的输入以及水动力条件的变化两方面导致，水作为营养物质的载体以及藻类植物的生长繁衍环境，其自身的运动转移过程直接影响到水体中营养盐的迁移和转化，以及对藻类植物生长繁殖过程的控制，因此计算水体内不同水团的混合比率对于研究水体富营养化状态有着重要意义。目前，氢氧同位素作为一种稳定示踪剂，在河川径流、降雨径流、水源划分以及植物体水分输出等研究方面应用较广[1]，不同水体具有不同的氢氧同位素特征，因此可以利用氢氧稳定同位素来计算河流和湖泊不同水团混合过程中各水源的贡献率。

1 氢氧稳定同位素的天然示踪效果

氢氧同位素均称为稳定同位素，这是因为以水分子存在的D和18O在常温（低于40摄氏度）下非常稳定，很难与接触到的有机质或矿物发生反应，而影响其含量。氢氧稳定同位素在自然界中含量极低，一般的表达方式较为复杂，因此，国际上规定统一采用待测样品中某元素的同位素比值（R）与标准样品中的同位素的相应同位素比值（R标准）的相对千分差作为量度，记为δ（‰）值[2]，即

δ=（R/R标准-1）×1000

式中：R是样品中元素的重轻同位素丰度之比，如（D/H）和（18O/16O）；R标准是国际通用标准物的重轻同位素丰度之比，如（D/H）标准和（18O/16O）标准，一般水体中氢氧同位素测定标准采用国际原子能机构（IAEA）颁布的平均标准大洋水（Standard Mean Ocean Water，即SMOW），而后IAEA通过海水蒸馏后加入其他水配置的，非常接近SMOW的水样作为新的标准，称为VSMOW。由于水分蒸发和冷凝过程中同位素的分馏作用，使得自然界氢氧稳定同位素的分布具有如下效应：纬度效应、大陆效应、季节效应和高度效应，这也使得自然界中不同水体拥有不同的氢氧同位素特征。因此我们可以通过不同水团混合过程中端元水团氢氧同位素特征的变化来研究水团混合的详细过程，计算不同水团的混合比率等。

2 降雨与地表水的混合作用

在自然界的水循环过程中，降水是陆地水体的主要补给来源，根据氢氧稳定同位素的示踪作用，在降水过程中，通过分析降水前后地表水体以及降水中的氢氧同位素组成，就可以分析出一次降水对某一区域地表水的补给作用，运用二源线性混合模型[3]计算出降水的补给率。计算公式1如下：

δD后=AδD前+BδD降

δ18O后=Aδ18O前+Bδ18O降（1）

A+B=1

式中：δD前、δ18O前表示一次降水前某一地表水水体的氢氧同位素比值；δD后、δ18O后表示一次降水后某一地表水水体的氢氧同位素比值；δD降、δ18O 降表示一次降水中降水氢氧同位素比值；A、B分别为降水过程中地表水和降水所占比率。

在计算降雨与地表水混合作用的过程中，一次降水过程往往比较简单，利用D或者18O均可以很好的计算出降水的补给率，因此可以选择一种同位素标记作为计算，而选择另外一种同位素标记作为验证，从而更为严谨地得到一次降水对地表水的补给率。然后自然界中水源混合作用往往比较复杂，地表水在收到一次降雨补给的同时还受到地下水的补给，在此情况下可以将公式1修正为公式2：

δD后=AδD前+BδD降+CδD地

δ18O后=Aδ18O前+Bδ18O降+CδD地（2）

A+B+C=1

式中：δD前、δ18O前表示一次降水前某一地表水水体的氢氧同位素比值；δD后、δ18O后表示一次降水后某一地表水水体的氢氧同位素比值；δD降、δ18O 降表示一次降水中降水氢氧同位素比值；δD地、δ18O地表示一次降水過程中地下水氢氧同位素比值；A、B、C分别为降水过程中地表水、降水和地下水所占比率。

修正后的计算模型可以很好的同时计算出一次降水过程中，降水、地下水以及降水前地表水的混合比率。

3 地表水之间的混合作用

目前所讨论的地表水主要包括自然界中的河流以及湖泊，其直接来源除了降水以外，还包括高山融雪、融冰、地下水以及其他河流的交汇。对于湖泊来说，其水体来源主要是降水和源头水体的补给，在此补给的过程中，利用二源线性混合模型计算水团的混合作用依旧适用，但在湖泊水循环体系中，水体离开湖泊的

主要方式为蒸发，蒸发过程往往伴随着氢氧同位素的分馏作用，稳定同位素由于不同同位素的水分子性质不同，使得水在蒸发过程中，较轻的同位素分子优先离开，而使得水蒸气中富集较轻的同位素分子，而剩余水体中则相对富集较重的同位素分子，导致水体中氢氧稳定同位素比值产生差异。湖泊体系中水体流动性较差，垂向上水体交换不频繁，表层水体长时间暴露空气中，由于温度及相对湿度的影响而使得分馏作用尤为强烈，因此在研究湖泊水系水循环的过程中，稳定同位素的分馏作用非常重要。

开放式湖泊水体稳定同位素的分馏作用主要包括热力学平衡分馏和动力学非平衡分馏两种类型。热力学平衡分馏作用代表河水蒸发过程的第一阶段，处于稳定同位素平衡状态的水汽从液态进入水-汽界面，由于平衡分馏作用造成残余水体重同位素富集，水汽重同位素亏损的现象，由稳定同位素平衡分馏系数α表征对于湖泊而言，水体滞留时间较长，因此选用较为常见的Majoub经验方程[4]来计算热力学平衡分馏过程中氢氧同位素的平衡分馏系数。动力学非平衡分馏则代表河水蒸发过程的第二阶段，当进入水-汽界面的水汽进入大气分子扩散层时，由于水汽分子的扩散运动而造成水汽中重同位素的进一步亏损现象，这一分馏过程与大气相对湿度有着密切的关系，已有的研究结果表明：空气相对湿度h与蒸发参与水体氢氧稳定同位素富集程度具有负相关性，即h越大越不利于残余水体重同位素富集，Cappa等给出了蒸发过程中的动力学分馏计算公式[5]，而对于河流而言，河流水体除了降水来源外，主要由上游源头以及各个支流源头的补给，由于一般的河流支流较多，因此无法直接采用二源线性混合模型计算各个支流源头的水体补给率，因此在计算支流较为分散的河流时，可以根据局部水体氢氧稳定同位素的变化单独计算各个支流的补给率，而在计算支流较为集中，各个支流水体由交叉混合现象的河流时，2个以下支流混合仍可以利用模型计算，而在多于2个支流混合的河流，需要补充其他指标共同计算，如营养盐、常量离子、重金属等等。

4 结果与讨论

稳定稳定同位素作为天然示踪剂，在计算不同水团混合过程中端元的贡献率上有着重要的作用，但其具有一定的局限性。氢氧同位素在计算二源或者三源水体混合上具有良好的示踪效果，而在计算多源混合过程中具有限制性，在研究河流、湖泊等内陆水域时，通过局部研究、添加其他示踪剂的手段，可以弥补氢氧稳定同位素在此方面的不足。

参考文献

[1]林光辉.稳定同位素生态学[M].高等教育出版社，2013.

[2]Craig H. Standard for reporting concentrations of deuterium and oxygen-18 in natural waters[J].Science，1961，133（3467）：1833-1834.

[3]White J W，Cook E R，Lawrence J R，et al. The DH ratios of sap in trees：Implications for water sources and tree ring DH ratios[J]. Geochimica et