氫氧穩定同位素在水團混合計算中的應用初探

葉振亞

摘 要：氫氧穩定同位素作為天然示蹤劑，研究降水與地表水的混合作用、地表水與地下水的補給作用以及地表水之間的相互作用等過程中具有重要作用，通過二源線性混合模型可以計算二源和三源水團混合過程中端元的貢獻率，而在計算多源混合過程中，則需要采用局部分析或者補充其他示蹤劑等方式來綜合計算。

關鍵詞：穩定同位素；水體貢獻率；二源線性混合模型

近年來，河流和湖泊水體的富營養化問題日益嚴重，尤其對于大中型水庫而言，庫區干流水體營養狀態良好，而支流大多保持中營養狀態或者富營養化狀態，部分支流呈現重度富營養化狀態。研究表明，水體富營養化狀態主要由營養物質的輸入以及水動力條件的變化兩方面導致，水作為營養物質的載體以及藻類植物的生長繁衍環境，其自身的運動轉移過程直接影響到水體中營養鹽的遷移和轉化，以及對藻類植物生長繁殖過程的控制，因此計算水體內不同水團的混合比率對于研究水體富營養化狀態有著重要意義。目前，氫氧同位素作為一種穩定示蹤劑，在河川徑流、降雨徑流、水源劃分以及植物體水分輸出等研究方面應用較廣[1]，不同水體具有不同的氫氧同位素特征，因此可以利用氫氧穩定同位素來計算河流和湖泊不同水團混合過程中各水源的貢獻率。

1 氫氧穩定同位素的天然示蹤效果

氫氧同位素均稱為穩定同位素，這是因為以水分子存在的D和18O在常溫（低于40攝氏度）下非常穩定，很難與接觸到的有機質或礦物發生反應，而影響其含量。氫氧穩定同位素在自然界中含量極低，一般的表達方式較為復雜，因此，國際上規定統一采用待測樣品中某元素的同位素比值（R）與標準樣品中的同位素的相應同位素比值 （R標準）的相對千分差作為量度，記為δ（‰）值[2]，即

δ=（R/R標準-1）×1000

式中：R是樣品中元素的重輕同位素豐度之比，如（D/H）和（18O/16O）；R標準是國際通用標準物的重輕同位素豐度之比，如（D/H）標準和（18O/16O）標準，一般水體中氫氧同位素測定標準采用國際原子能機構（IAEA）頒布的平均標準大洋水（Standard Mean Ocean Water，即SMOW），而后IAEA通過海水蒸餾后加入其他水配置的，非常接近SMOW的水樣作為新的標準，稱為VSMOW。由于水分蒸發和冷凝過程中同位素的分餾作用，使得自然界氫氧穩定同位素的分布具有如下效應：緯度效應、大陸效應、季節效應和高度效應，這也使得自然界中不同水體擁有不同的氫氧同位素特征。因此我們可以通過不同水團混合過程中端元水團氫氧同位素特征的變化來研究水團混合的詳細過程，計算不同水團的混合比率等。

2 降雨與地表水的混合作用

在自然界的水循環過程中，降水是陸地水體的主要補給來源，根據氫氧穩定同位素的示蹤作用，在降水過程中，通過分析降水前后地表水體以及降水中的氫氧同位素組成，就可以分析出一次降水對某一區域地表水的補給作用，運用二源線性混合模型[3]計算出降水的補給率。計算公式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體的氫氧同位素比值；δD后、δ18O后表示一次降水后某一地表水水體的氫氧同位素比值；δD降、δ18O降表示一次降水中降水氫氧同位素比值；A、B分別為降水過程中地表水和降水所占比率。

在計算降雨與地表水混合作用的過程中，一次降水過程往往比較簡單，利用D或者18O均可以很好的計算出降水的補給率，因此可以選擇一種同位素標記作為計算，而選擇另外一種同位素標記作為驗證，從而更為嚴謹地得到一次降水對地表水的補給率。然后自然界中水源混合作用往往比較復雜，地表水在收到一次降雨補給的同時還受到地下水的補給，在此情況下可以將公式1修正為公式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體的氫氧同位素比值；δD后、δ18O后表示一次降水后某一地表水水體的氫氧同位素比值；δD降、δ18O降表示一次降水中降水氫氧同位素比值；δD地、δ18O地表示一次降水過程中地下水氫氧同位素比值；A、B、C分別為降水過程中地表水、降水和地下水所占比率。

修正后的計算模型可以很好的同時計算出一次降水過程中，降水、地下水以及降水前地表水的混合比率。

3 地表水之間的混合作用

目前所討論的地表水主要包括自然界中的河流以及湖泊，其直接來源除了降水以外，還包括高山融雪、融冰、地下水以及其他河流的交匯。對于湖泊來說，其水體來源主要是降水和源頭水體的補給，在此補給的過程中，利用二源線性混合模型計算水團的混合作用依舊適用，但在湖泊水循環體系中，水體離開湖泊的主要方式為蒸發，蒸發過程往往伴隨著氫氧同位素的分餾作用，穩定同位素由于不同同位素的水分子性質不同，使得水在蒸發過程中，較輕的同位素分子優先離開，而使得水蒸氣中富集較輕的同位素分子，而剩余水體中則相對富集較重的同位素分子，導致水體中氫氧穩定同位素比值產生差異。湖泊體系中水體流動性較差，垂向上水體交換不頻繁，表層水體長時間暴露空氣中，由于溫度及相對濕度的影響而使得分餾作用尤為強烈，因此在研究湖泊水系水循環的過程中，穩定同位素的分餾作用非常重要。

開放式湖泊水體穩定同位素的分餾作用主要包括熱力學平衡分餾和動力學非平衡分餾兩種類型。熱力學平衡分餾作用代表河水蒸發過程的第一階段，處于穩定同位素平衡狀態的水汽從液態進入水-汽界面，由于平衡分餾作用造成殘余水體重同位素富集，水汽重同位素虧損的現象，由穩定同位素平衡分餾系數α表征對于湖泊而言，水體滯留時間較長，因此選用較為常見的Majoub經驗方程[4]來計算熱力學平衡分餾過程中氫氧同位素的平衡分餾系數。動力學非平衡分餾則代表河水蒸發過程的第二階段，當進入水-汽界面的水汽進入大氣分子擴散層時，由于水汽分子的擴散運動而造成水汽中重同位素的進一步虧損現象，這一分餾過程與大氣相對濕度有著密切的關系，已有的研究結果表明：空氣相對濕度h與蒸發參與水體氫氧穩定同位素富集程度具有負相關性，即h越大越不利于殘余水體重同位素富集，Cappa等給出了蒸發過程中的動力學分餾計算公式[5]，而對于河流而言，河流水體除了降水來源外，主要由上游源頭以及各個支流源頭的補給，由于一般的河流支流較多，因此無法直接采用二源線性混合模型計算各個支流源頭的水體補給率，因此在計算支流較為分散的河流時，可以根據局部水體氫氧穩定同位素的變化單獨計算各個支流的補給率，而在計算支流較為集中，各個支流水體由交叉混合現象的河流時，2個以下支流混合仍可以利用模型計算，而在多于2個支流混合的河流，需要補充其他指標共同計算，如營養鹽、常量離子、重金屬等等。

4 結果與討論

穩定穩定同位素作為天然示蹤劑，在計算不同水團混合過程中端元的貢獻率上有著重要的作用，但其具有一定的局限性。氫氧同位素在計算二源或者三源水體混合上具有良好的示蹤效果，而在計算多源混合過程中具有限制性，在研究河流、湖泊等內陸水域時，通過局部研究、添加其他示蹤劑的手段，可以彌補氫氧穩定同位素在此方面的不足。

參考文獻

[1]林光輝.穩定同位素生態學[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 Cosmochimica Acta，1985， 49（1）： 237-246.

[4]Majoube M J. Fractionment en oxygene-18 et en deuterium entre l'eau et sa vapeur[J]. Journal de Chimie Physique et de Physico-Chimie Biologique， 1971， 68：1423-1436.

[5]包為民，胡海英，王濤，等.蒸發皿中水面蒸發氫氧同位素分餾的實驗研究[J].水科學進展，2008，19（6）：780-785.