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1、同位素水文地球化学成都理工大学成都理工大学尹观l同位素水文地球化学，同位素水文地球化学，是直接或间接地应用水和是直接或间接地应用水和水溶水溶物质中保存的与水体物质中保存的与水体来源、形成环境和演化历来源、形成环境和演化历史有关的天然同位素信息，史有关的天然同位素信息，去揭示各种水体的成因、去揭示各种水体的成因、赋存条件及演化规律赋存条件及演化规律，为，为查明水和水资源服务的学查明水和水资源服务的学科。科。 第一部分第一部分 地下水的同位素地质年龄地下水的同位素地质年龄 一、同位素的放射性衰变l1基本概念基本概念l（1）放放射射性性：一些元素能不断自发地放射出一种或几种射线，这种由原子核自发地产
2、生辐射线的性质，称为放射性。l（2）放放射射性性衰衰变变：放射性元素在产生放射性辐射和放出能量时，原子核也发生了变化，一种元素的原子转变为另一种元素的原子，这一过程成为放射性衰变。l2衰变方式衰变方式l（1）衰衰变变：放出2质子+2中子的粒子（He核）l（2）衰变：衰变：l（3）K层电子俘获：层电子俘获：l（4）衰变：衰变：l（5）其它其它：l3放射性衰变定律放射性衰变定律：l（1）放射性母体同位素的衰变公式放射性母体同位素的衰变公式：l放射性母体的衰变速率（dN/dt）与现有母体数目（N）成正比。写成：l写成：dN/dtNdN/dt=NldN/N=dtlN=t+K当t=0时，K=N0lNN0
3、=tlN=N0et或N0=Netl意义：放射性母体同位素随着时间的增长呈指数函数衰减l（2）放射性子体同位素增长公式放射性子体同位素增长公式：lN0=N+D代入D=N（et1）或D=N0（1et）l意义：放射性成因子体同位素D随着时间的增长呈指数函数积累。l（3）半半衰衰期期T1/2：放射性母体原子数衰减到一半时所需的时间。lT1/2=2/=0.693/二、二、 水体的氚和水体的氚和1414C C定年定年l1氚法氚法：l（1）氚氚的的起起源源：大气层上部宇宙射线的快中子（超过400万电子伏特）与稳定的14N的核反应：l14N+n3H(T)+12Cl3H(T)与大气中的氧原子化合成HTO,以大气
4、降水或水汽的形式参与水循环。l（2）地下水氚的定年地下水氚的定年：l在一定条件下，地下水流中任意一点的氚（T）含量与氚的输入量（T0）和水的滞留时间(t)有关，其关系式为：lT=T0ett=1/(T/T0)l只要测得氚的输入浓度（T0）和地下水的氚浓度T，就可以求得地下水的年龄。l氚单位（Tu）：在1018个氢原子中有一个氚原子。l氚的半衰期T1/2为12.43a，属衰变，衰变的最终产物为3He：l31H32He+Ql(3)大气层中氚浓度（大气层中氚浓度（T0）的变化：）的变化：l大气层的休止层渗漏效应：大气层的休止层渗漏效应：l大气层上部（休止层）的氚通过气团交换向对流层迁移（渗漏），这种交
5、换主要是在中纬度高压带休止层不连续区域内，其交换强度随季节而异，每年的晚冬和春季期内达到最大值；l氚氚自自身身的的衰衰变变和和与与贫贫氚氚的的海海洋洋表表面面水水分分子子交交换，换，导致大气氚浓度的降低；l大气层人工核试验导致大气氚浓度的急剧大气层人工核试验导致大气氚浓度的急剧上升上升：19541956，19641966时期两个高峰期，最高氚浓度达2000Tu。l（4）大气降水中的氚的各种效应大气降水中的氚的各种效应l纬度效应纬度效应：氚浓度随纬度的增高而增高；l大大陆陆效效应应：在同一纬度带上，氚浓度随远离海岸线而逐步升高；l原因：赤道的宇宙射线中子强度变小，极地最大，因而平流层各处氚的生产
6、率有差别；大气环流作用的影响；海洋表面的交换和稀释作用；人工氚来源的加入。l季季节节效效应应：最大浓度在67月，最小浓度在1112月；l高度效应高度效应：大气降水氚含量高处大于低处；l降水量效应：在同一纬度地区，大气降水的氚浓度随降水总量的增加而减少。l（5）各种地表水体的氚浓度变化规律各种地表水体的氚浓度变化规律：l湖泊湖泊：lA.主要由大气降水补给的湖泊：氚浓度存在季节性变化，降水滞留时间短和小湖泊的变化最大；lB.在大而深的湖泊内氚浓度存在垂直分布性；lC.一些由地下水补给的湖泊不存在上述变化，甚至不含氚。l.海洋海洋：因海水体积庞大，解析强，海水氚浓度变化不明显；l河水河水：lA.河水
7、氚浓度取决于补给来源：大气降水补给的河水T较高，地下水补给的T低；lB.河水氚浓度受地理位置、高度等自然环境的影响；l发源于近海山地、丘陵区的河流发源于近海山地、丘陵区的河流：la.自南向北氚浓度逐渐增高；lb.河水中的氚浓度低于流域内同期大气降水。l发源于内陆高原河流：发源于内陆高原河流：la.自东向西河水氚浓度逐渐增加；lb.河水中的T高于当地大气降水，反映大陆内部和高山区来水比例较大。l(6)地地下下水水流流动动模模型型及及年年龄龄的的计计算：算：l常用模型常用模型：l活塞流模型（PEM）Cout/Cin0=etl指数模型(EM)Cout/Cin0=1/(1+t)l弥散模型(DM)l经验
8、法估算:P.27l1.14C定年定年l14C起源及演化循环起源及演化循环l大气层上部宇宙射线产生的中子（主要是慢中子）与稳定的14N原子之间的核反应产生14C：l147N+10n14C+11H(P)(质子质子)l生成的14C很快氧化成14CO2分子，并与不活泼的12CO2混合，遍布于整个大气圈。l大气层上部不断产生新14C，但这些14C又不断的衰减和被生物圈和水圈的物质所吸收，从而使大气圈中的14C浓度维持一种相对稳定的动态平衡状态。ll大气层上部不断产生新14C，但这些14C又不断的衰减和被生物圈和水圈的物质所吸收，从而使大气圈中的14C浓度维持一种相对稳定的动态平衡状态。ll生物圈物质吸收
9、14C的主要方式是植物的光合作用和呼吸作用，而动物以直接或间接食用食物来获得14C（生命效应），一旦生命终止，14C就不能进入有机体内，这时有机体内的14C就不断地随着时间的推移而变少。l水圈和部分含碳酸盐的沉积物的14C主要来自大气CO2的溶解和同位素交换作用，构成了大气圈、生物圈、水圈以及岩石圈中部分碳酸盐的天然14C的循环。l各水体中的含14C的物质从交换储存库转入非交换储存库后，就赋予了定年的意义：即14C经衰减成稳定的14N:l146C147N+Ql14C的T1/2为573040a，地下水定年的上限为（56）104a。l14C定年和定年和14C浓度单位及标准浓度单位及标准14C定年公
10、式定年公式lt=1/(A/A0)l=0.693/=1.029104a1A测得含碳样品的14C产生的放射性，单位为每分钟每克碳衰变次数（dpm/g）A0同一样品与大气平衡时的放射比度14C相对浓度单位和标准相对浓度单位和标准样品现代碳百分含量（Pmc或mod）A=Am/As102(Pmc)Am待测样品的放射性比度As标准样品的放射性比度（13.56dpm/g）l（3）大气圈及水圈中的大气圈及水圈中的14C浓度的变化浓度的变化lA.德夫里效应德夫里效应：根据树轮年代学研究，在公元前15001700年间，大气CO2的14C放射性比变较19世纪高出2，这种系统的变化被认为是太阳的行为引起宇宙射线强度的
11、改变、地球磁场强度和古气候的变化引起的；lB.休斯效应休斯效应：20世纪以来的木头的初始放射性比变平均比19世纪低2，这是由于工业革命后燃烧有机燃料使大量不含14C的CO2进入大气层引起的。lC.同位素分馏效应同位素分馏效应：光合作用、同位素交换等由于自然界中碳的分馏作用也引起另外放射性碳含量的变化。lD.人工放射性核爆炸人工放射性核爆炸，使大气圈14C含量增加。lE.化学沉淀或生物沉淀的碳酸钙化学沉淀或生物沉淀的碳酸钙样品的14C含量对局部比与大气处于平衡的植物的14C含量对局部条件依赖的程度要高的多。l14C年龄误差来源及修正年龄误差来源及修正测量误差；大气中14C含量的变化：P33图12
12、利用标准样品及13C的变化关系消除系统误差l14C法测定含碳样品的年龄的步骤：法测定含碳样品的年龄的步骤：l对燃烧为对燃烧为CO2过程中产生了同位素分过程中产生了同位素分馏的草酸标准的放射性比变值进行校正馏的草酸标准的放射性比变值进行校正：As18401860年间生长的树木碳（标准），其放射性比变为0.Bg/g碳,现代碳的百分含量为13.56dpm/g碳。实际使用的是NBS4990草酸（1950）；l国际标准样品（国际标准样品（As）与）与NBS4990存在以下存在以下关系关系：lAs=0.95ANBS-4990(1950年年)=0.95Aox=13.56dpm/g碳碳lAox草酸标准经分馏校
13、正后的标准；lAox，草酸标准制得的某批次CO2的放射性测定值；l13C，草酸标准制得的某批次CO2的13C的测定值（PDB）。ll校正方法是:Aox=l测测定定出出待待测测样样品品的的放放射射性性比比度度，并利用：lAm=校正校正。lAm，待测样品测得的未经校正值；l13C待测样品的值。l对对地地下下水水的的14C年年龄龄测测定定，由由于于受受到到来来自自矿矿物物的的非非放放射射性性产产生生的的碳碳酸酸盐盐的的稀稀释释，还还需需校校正正（扣扣除死碳）除死碳）。l14CO2进入（溶解在地下水中）地下水时，以HCO3的方式：lCaCO3+14CO2+H2O2HCO3+Ca2+l校正方法目前有二：
14、l第一，利用样品的13CPDB，倘若其值界于海相碳酸盐（13C=03PDB）和植物（平均为25PDB）之间，再根据同位素质量平衡公式，可以计算出非放射性碳的稀释量的比例，进而确定地下水的初始14C的含量；l第二，P87第二部分第二部分 地下水的同位素示踪地下水的同位素示踪技术技术l一、基本概念一、基本概念l同位素是指原子核内质子数相同而中子数不同的一类原子，它们具有基本相同的化学性质，并在化学元素周期表中占据同一位置。l例如，H元素：1H、D、3HO元素：16O、17O、18OC元素：12C、13CS元素：32S、34Sl1稳稳定定同同位位素素：指目前尚未发现存在放射性衰变的同位素。如：H、D
15、、16O、17O、18O等。l2同同位位素素丰丰度度：指自然界存在的某一元素中各同位素所占的原子百分比。ll3同同位位素素比比值值：指某一种元素的两种同位素丰度之比。用R表示，例：SMOW的D/H=155.7510-618O/16O=199710-6；迪亚布洛峡谷铁陨石的陨硫铁34S/32S=0.0450045等ll4.值值：样品中两种稳定同位素的比值相对于某种标准对应比值的千分差值：l()=（RxRs）/Rs1000l例如：硫同位素以迪亚布洛峡谷铁陨石中陨硫 铁 的 硫 为 标 准 (CDT)， 这 个 标 准 硫 的34S/32S=0.0450045。它的同位素组成相当于整个地球的平均同位
16、素组成。样品的34S为“+”时，表示样品比标准富34S，相反表示贫34S。l定义定义值的目的在于：值的目的在于：l因为自然界的稳定同位素组成的变化很微，用值可以明显表示变化的差异；l便于全世界范围内数据大小的对比。ll5同位素分馏和同位素分馏系数同位素分馏和同位素分馏系数()：l（1）同同位位素素分分馏馏：是指在一系统中，某元素的同位素以不同的比值分配到两种物质或物相中的现象。例如：同一热液体系中，共存的硫化物和硫酸盐，二者的同位素组分不一致，前者富32S、后者富34S。又如：在蒸发过程中，蒸汽相富H、16O，液相中相对富D和18O。l（2）同位素分馏系数同位素分馏系数()：l某一化合物中两种
17、同位素丰度之比与另一种化合物的相应比值之商。定义为abRA /RB。式中：RA为A物质的一种元素的同位素丰度之比；RB为B物质中同种元素的同位素丰度之比。l1，表示A物质比B物质富重同位素，1表示富轻同位素。注意：l只表示两种物质间同一元素的同位素组成相对差别的程度，不涉及造成这种差别的原因；l只涉及到同一元素的同位素组成。l（3）同位素分馏系数同位素分馏系数()与与值的关系值的关系l根据的定义，可以分别写出：lA=（RARs）/Rs1000lB=（RBRs）/Rs1000l则RA=（A/1000）+1RSl RB=（B/1000）+1RSl再由A-B=RA/RB=（A+1000）/（B+10
18、00）l6同位素相对富集系数同位素相对富集系数(值值)l(1）值也是用来表示两种物质间同位素组成差别的程度。定义为：A-B=A-B。l注意：同种元素的同位素组成的比较l绝对差。l(2）A-B、A-B和A、B之间的关系：l把A-B两边取对数llnA-B=ln(A+1000)ln(B+1000)l再按麦克劳林对数幂公式展开，得出近似值：l103ln(A-B)AB=A-Bl7标准样品及其值的换算标准样品及其值的换算：lSMOW：标准平均海水、H、O同位素国际标准。lV-SMOW(ViennaSMOW)，蒸馏海水和它量的其它水相混而成的。lSlap(StandardlightAntarcticPrec
19、ipitation)南极原始的粒雪样品。lPDB(PeeDeeBelemnite)美国卡罗莱纳州白垩系PeeDee组中拟箭石制成的CO2作为碳氧同位素标准，PDB的13C=0,18O=0。lPDB的18OPDB与SMOW的18OSMOW之间的换算：l18OSMOW=1.0308618OPDB+30.86llCDT(CanyonDiabloTroilite)美国亚利桑那州ComyonDiablo铁陨石中陨硫铁相的硫同位素组成，34S/32S=0.450045，34SCDT=0。l标准换算：l样样-标标=样样-工工+工工-标标+10-3样样-工工工工-标标ll样-标：以国际标准表示样品的值；l样-
20、工：以工作标准表示样品的值；l工-标：以国际标准表示的工作标准的值。l二、稳定同位素分类二、稳定同位素分类：l1轻质量稳定同位素轻质量稳定同位素：氢、氧、碳、硫l特点：（1）同位素组成变化大；l（2）同位素分馏的原因：在于元素的物理化学和生物作用。l2重质量数稳定同位素重质量数稳定同位素：锶、钕、铅等l特点：（1）同位素组成的变化相对小些；l（2）同位素组成变化的原因，主要是由于它们的放射性母体同位素的衰变所引起的。l 三、同位素的分馏机理三、同位素的分馏机理l(一）一）同位素的物理化学性质同位素的物理化学性质l1元素的核外电子层结构决定元素的化学性质，核的内部结构决定元素的物理性质：l同一元
21、素的各种同位素由于质子数及核外电子层结构相同，所以它们的物理化学性质基本类似，但是由于中子数目不同，造成原子质量数的差异，因而，导致同一元素同位素之间在物理化学性质上的微小的差别。例如：热力学性质的差异，运动及反应速度上的差异。ll2同一元素的同位素质量数不同，由它的形成的不同化合物之间的物理化学性质存在差异。l例如：水由氢、氧同位素可以组成9种同位素水分子类型，分子量为18的H216O分子在天然水的含量中占绝对优势，而其它相对较重的同位素水分子则以不等的痕量形式存在。H2O和D218O的物理性质和分子量，密度、粘度以及一些热力学性质，如：蒸汽压、熔点、沸点、生成热、焓等）都存在明显的差别。l
22、(二）二）同位素质量的差异是引起自然界各同位素质量的差异是引起自然界各l种物质中同位素丰度变化最本质的原因：种物质中同位素丰度变化最本质的原因：l1量子力学的研究表明，分子的能量包括电子能、平动能、转动能和振动能。对于同一元素而言，各种同位素的核外电子层结构相同，电子能是相同的。平动能和转动能、虽有不同，但差别很小，对于同位素丰度的变化，影响极小。但是同一元素的各种同位素由于质量数的差异，引起振动能的差别十分明显，而振动能的大小却与它们的振动频率紧密相关。质量数大的、基态的振动频率小，质量数小的，相应的振动频率就大。这就从本质上决定了它们在运动、化学反应的速率、化合物键力强弱上的差别。l2零点
23、能的概念：不同的同位素组成的分子具有一些不连续的能级，其中最低的能级称之零点能。在化学式相同的分子中，由轻同位素组成的分子的零点能较大，而由较重同位素组成的分子的零点能较小。这意味着含重同位素分子的基本振动频率较低，要破坏一个含重同位素分子需要更多的能量。l一般来说，同位素的分馏效应与分子的平动能、转动能和振动能都有关，但与温度有关的同位素分馏效应却只取决于分子的振动能。l例如：化学反应从本质上讲是化学键的断开和重新键合的过程。化学键的断开，吸收能量。含轻同位素的分子比含重同位素的分子，相对吸取的能量小些，就能达到断开之目的。这就导致同一温度条件下产生了同位素分馏，而低温下造成的分馏更为明显。
24、高温下引起的同位素分馏相对小些。l（三）同位素分馏效应：（三）同位素分馏效应：l产生同位素分馏的各种作用统称为同位素分馏效应。l根据同位素分馏的性质和原因分为两大分馏类型：同位素热力学分馏和同位素动力学分馏。l1.同位素热力学分馏同位素热力学分馏l处于同一体系中的不同化合物或物相，由于它们的轻、重同位素原子的热力学性质(如内能、热容等)不同，在环境因素的驱使下，可自动调整它们在各种化合物或物相中的轻重同位素原子的分配比，以最大限度降低系统的自由能，实现系统的稳定状态。在不存在化学反应的前提下，调整(改变)各种化合物或不同物相中的轻重同位素原子分配比的过程，l称为同位素交换反应。系统稳定时，导致
25、轻重同位素原子在各化合物或物相中的分配的差异，称为同位素热力学平衡分馏。ll（1）同位素交换反应同位素交换反应：l同位素交换反应的方式同位素交换反应的方式：lAX0+BX*AX*+BX0lX0、X*分别代表某一元素的较轻同位素和较重同位素原子；lA、B分别代表参加交换反应的原子、原子团或分子数目。l例如：S18O42-+4H216O=S16O42-+4H218Ol交换反应的特点交换反应的特点：lA.可逆反应；l元素的各种同位素化学性质相同，只在不同化合物或物相之间产生轻重同位素原子或分子的重新分配，而不发生化学反应，交换前后系统中的同位素原子或分子的总数保持不变；lB.交换只限于同一体系中，不
26、同物相或化学组分的同一元素的不同同位素原子或分子，本质上是同位素原子或分子键的断开和重新键合；lC.交换有平衡和不平衡之分，在一定的条件下，反应总是朝着平衡的方向进行。当建立平衡后，平衡被“冻结”。当条件(环境)变化时，平衡有可能被破坏，又可能产生新的交换，去建立新的平衡。l(2）同同位位素素平平衡衡常常数数（K）和和同同位位素素平平衡衡分分馏馏系系数数()的关系的关系：l：同位素交换反应达到平衡时，交换前后的轻重同位素原子或分子的分配关系。l：同位素交换达到平衡时，两种物质之间同位素原子或分子的数量关系。l(2)影响同位素交换速度的主要因素影响同位素交换速度的主要因素l温温度度：T越高，交换
27、速度越快，交换反应越易达到平衡；l化学成分化学成分：取决化学键的性质、键力弱的交换快；l晶晶体体结结构构：晶体结构有序度高，堆积越紧密的，交换慢；l溶液的性质溶液的性质：不同性质的溶液对交换速度的影响很大。例如：NaCl溶液中交换速度慢（同离子效应）；而KCl溶液中，交换速度快（盐效应）。l(3)在在同同位位素素交交换换达达到到平平衡衡时时，同同位位素素分分配配的的某某些规律些规律：l价态规律价态规律：l在热液系统中，硫、碳同位素组成常常呈价态规律分布，即价态高的化合物富重同位素。l34S(SO42-)34S(SO2)34S(S)34S(S2-)l+6价价+4价价0价价-2价价l13C(c)1
28、3C(c0)13C(c2-)13C(c4-)l+4价价0价价2价价-4价价l矿物序列规律矿物序列规律：llA.400850条件下，氢同位素交换平衡时，D富集的递减系列为(Suzuoki,S.Epstein,1976):ll白云母金云母硬柱石绿泥石角闪石十字石黑云母lB.氧同位素在矿物中富集程度的递降系列(S.Epstein和H.P.Taylor,1967;G.D.Garlick,1969;H.P.Taylor,1967)：ll石英白云母(硬石膏)碱性长石、方解石、文石石榴石白云母、霞石钙长石、(蓝晶石)蓝闪石(十字石)硬柱石石榴石、普通辉石、闪石黑云母橄榄石(榍石)绿泥石钛铁矿(黑红石)磁铁矿
29、(赤铁矿)烧绿石。llC.硫化物矿物中34S的递降系列(D.J.Bachinski,1969)：l辉铜矿黄铁矿闪锌矿磁黄铁矿黄铜矿斑铜矿硫镉矿铜兰方铅矿辰砂辉铜矿辉锑矿辉铋矿辉银矿。l同同位位素素相相对对富富集集系系列列的的出出现现同同矿矿物物本本身身的的化化学学成分和晶体结构特征有关成分和晶体结构特征有关：llA.矿物D的富集系列主要取决矿物晶体结构中八次配位体的阳离子成分，即在各种含氢与具有相同氢同位素组成的水处于平衡的条件下，Al-OH键型矿物明显富含D，Mg-OH键型矿物比Al-OH键型矿物的D值低6，Fe-OH键型矿物比Al-OH键型矿物及D低70左右；lB.18O的富集系列与矿物的
30、晶体结构或不同键位与18O的亲合力的大小有关：lSi-O-SiSi-O-AlSi-O-Mgl石英钙长石橄榄石l18O(富贫)l|低2|低2|l2.同位素动力学分馏同位素动力学分馏l不同的同位素组成的分子具有不同的质量，由此而引起扩散速度、化学反应速度上的差异，由这些差异所产生的分馏效应称之为同位素动力学分馏。l(1)同位素动力分馏的主要方式同位素动力分馏的主要方式：l扩散过程中的动力分馏扩散过程中的动力分馏：v1/v2=(m2/m1)l根据能量守恒：分子的扩散速度与其质量的平方根成反比。例如：CO2气体在扩散时，质量分别为46和44的CO2的动力分馏是1.022。l扩散作用可以存在于气、液、固
31、三种状态中，其中以气体中所引起的动力分馏最明显。ll氧化还原反应中的动力同位素分馏氧化还原反应中的动力同位素分馏l氧化还原反应过程是一个不可逆的化学过程。在这一过程中，由于不同的同位素组成的分子参与反应的速度不同而引起同位素分馏。反应速度的差别越大，所引起的动力分馏越明显。lA.硫化物的氧化反应：l硫化物氧化成硫酸盐的反应中，有两种不同的反应速度，即lH232Sk132SO42-lH234Sk234SO42-l由于硫化氢或硫化物的氧化作用在低温条件下反应速度也很快，因而，它所引起的动力同位素分馏很小，分馏系数接近1。所以，由硫化物氧化而形成的硫酸盐，其34S与原始的硫化物的34S接近相等。l例
32、如：矿石硫化物与矿坑水的SO42-之间，某些温泉水的H2S与SO42-之间，及表生硫酸盐和内生硫化物之间的34S十分相似。因而，根据表生硫酸盐与同生硫化物的34S相似，内生硫酸盐比内生硫化物的34S大得多的特征去区分表生硫酸盐与内生硫酸盐。l但是，要注意的是：在成矿溶液氧化过程中常引起内生硫酸盐矿物的34S值发生变化。例如：在成矿溶液中，硫化物和硫酸盐在250时已达同位素平衡，SO42-的34S为25，H2S的34S为0。如果在成矿时期内或稍前，H2S被部分氧化成SO42-，其结果硫化物的34S稳定不变(0左右)，而SO42-的34S变化很大，变化的程度取决于成矿溶液的初始氧化程度和终结氧化程
33、度。lB.硫化物的水解：l黄铁矿和磁黄铁矿是火成岩和沉积岩中最常见的矿物。温度升高时，容易发生水解，为成矿溶液提供硫源。水解反应如下：la.6FeS2+11H2O3Fe2O3+11H2S+SO2l(水淋滤)lb.3Fes2+2H2O+6H+3Fe2+5H2S+SO2l（酸溶液分解）la反应类型(在温度为350-550时)所产生的H2S的34S值与黄铁矿的34S相差1-3；而b反应类型(100时)产生的H2S的34S值与黄铁矿的34S值相差-1.0。llC.硫酸盐的还原：la.无机还原：这种作用出现在海底火山活动或海水通过热的火山岩并在其中循环过程中，或在深部高温条件下，硫酸盐离子与岩石中的Fe
34、2+反应而还原为H2S。实验证明，34S值为20的海水通过上述方式还原的H2S的34S在-520之间。lb.有机还原作用：l在地表和近地表的条件下，细菌还原硫酸盐的作用普遍存在。这种有机还原作用，可以引起明显的动力同位素分馏，对于硫同位素的组成影响很大，变化范围很宽。l细菌还原硫酸盐的机理：l-3ATP2525l000H+SO42-SO42-APSH+Fe+SO32-H2S（外部）（外部）（内部）内部）lA细菌吸收SO42-(有机络合)，分馏不超过2.8；lBSO42-与ATP(三磷酸先甘)反应形成APS(脉甘-5-磷硫酸盐)和焦磷酸盐，分馏很小；ADCBElCAPS与H+、Fe2+反应还原为
35、亚硫酸盐，在25时，可以产生25的分馏；lDSO32-与H+或Fe2+反应，可以产生明显的分馏。l每一步均可产生一定程度的分馏，但大的分馏效应都与SO键的断裂反应步骤有关。总的分馏，在一定条件达60以上。l光合作用引起的动力分馏光合作用引起的动力分馏l6CO2+6H2OC6H12O6+6O2l光合作用的结果使植物中12C明显富集，而剩余的CO2相对富13C。l大气CO2的13C平均值大约为-6左右，植物的13C大约是-25。l光合作用所引起的碳同位素分馏模式：l第一步：在光合作用期间，植物优先从大气中吸收12CO2，平均分馏达-7；l第二步：植物优先溶解含12C的CO2，并转换为磷酸甘油酸，其
36、分馏程度依赖于CO2的利用率，如果全部利用，则分馏为0，部分利用引起的分馏最高达-17。两步总分馏达-24。l(2)同位素动力学分馏中的开放和封闭系统同位素动力学分馏中的开放和封闭系统l开开放放系系统统：反应物的消耗与供给大致相等或消耗少于供给的体系。l在滞水中，由于垂直混合不充分，导致水体缺氧。开始时，硫酸盐的还原细菌生长很快，但产生的H2S会很快超过这种细菌安全生存的限量，而抑制细菌的繁殖速度，于是还原速度就减慢，造成反应物和生成物的明显分馏。如：海洋深部，海水SO42-与沉积物中的S2-。l封封闭闭系系统统：反应物的补给速度远远小于反应速度的体系。l分两种情况：一种对反应产物开放，如：H
37、2S的去气和金属硫化物的沉淀。反应产物开始时最大富32S，随着反应的进行，34S逐渐增大，反应结束时，反应产物的34S值大大超过硫酸盐的原始34S值。但是反应产物34S值随时间变化的曲线较为平缓。l另一种对反应产物封闭：反应产物生成后，没有与系统脱离。开始时，反应产物贫34S，随后逐步升高，反应结束时，接近或等于SO42-的34S值。反应产物34S值对时间的曲线要陡些。l(3)动力同位素分馏的特点动力同位素分馏的特点：l单相不同可逆反应；l反应物和反应产物之间不发生同位素交换；l伴随化学反应和物相的转变；l动力分馏不仅与同位素分子的反应速度有关，而且与初始反应物的消耗程度有关，即储存效应；l反
38、应产物优先富轻同位素。lll二、天然水的氢氧同位素组成二、天然水的氢氧同位素组成 及分布特征及分布特征l 天然水按其成因分为两大类型：内生水和表生水l内生水内生水l1.初初生生水水：来源于地幔，作为与正常铁镁质岩浆(D=7510，18O=60.5,Taylor,1979)在1200时处于同位素平衡的水而定义的。初生水的估计值为：D=-6520,18O=61。l2.岩岩浆浆水水：系指从岩浆熔融体中分离出来的水或是在岩浆温度下(大约7001100)与岩浆系统或火成岩保持化学和同位素平衡的一种溶液。可以源于初生水，也可能来源于重熔的沉积岩和火成岩。l通常估计岩浆水的值的一种做法是，分别将10和1加到
39、花岗岩的D和18O值上。这是因为它们是通过角闪石水和长石水在800时的氢和氧的平衡分馏方程计算所得的。岩浆水的典型值：D=-75-30；18O=713(Homoto,1985)l3.变质水变质水：l变质水的同位素组成：l变质水系指在300600的变质温度条件下，与遭受脱水作用的变质岩达到同位素平衡时的水。其D值变化较小为-20-65，18O变化较大，为52.5。l特点：l由于同位素分馏系数与温度相关，因为矿物比流体(H2O)贫D富18O，所以低温变质水通常D值高，18O值低，而较高温度的变质水具有较低的D值，较高的18O值；l受变质源岩的同位素组成的影响大，D值的影响不明显，但对18O影响大；
40、例如变质沉积岩中，变质水的18O要高于变质火成岩，其18O值为1014，在富18O的大理岩中，变质水的18O值高达1724。l变质水的值还受地其来源水的同位素组成，来源于雨水的变质水的18O值，要比来源于岩浆水的变质水的18O值一般要低些。例如变质沉积岩中，变质水的18O要高于变质火成岩，其18O值为1014，在富18O的大理岩中，变质水的18O值高达1724。l4各种内生水的同位素组成的确定方法各种内生水的同位素组成的确定方法：l（1）直接测量各类岩浆矿物中的原生液态包体水的同位素组成；l（2）测定各类岩浆矿物的同位素组成，再利用其它方法测得的温度资料，按矿物水的分馏方程来计算各类水的同位素
41、组成l（二）（二）表生水表生水：l1海海水水：海水占全球水圈总量的97%，它直接参与各种地质作用，并控制着全球大气降水的同位素组成的分布和演化。l海水的同位素组成：海水的同位素组成：l海洋水的H、O同位素组成很稳定，同位素组成随深度和纬度的变化D为4，18O约为0.3。l深层海水的氢、氧同位素分布l特点：lA.北半球南半球lB.北冰洋的同位素组成很均一，明显区别于北大西洋深层水lC.北半球大西洋海水的同位素组成变化很大。lD.印度洋、太平洋深层水的同位素组成很l均一。南部高纬度地区低纬度地区，同位素组成逐步变重。lE.太平洋、大西洋与南极圈有类似的同位素组成。lF.太平洋海沟深处的水比整个太平
42、洋深层水富18OlG.深层海洋水的D和18O大致有如下关系D=n18On10。随地区有些变化。l表层海水的H、O分布l特点：lA.不同纬度地区变化大：两极（轻）、赤道（重）。lB.D=n18On明显受控于地区性的蒸发和降雨量。lC.同位素组成与纬度存在相关关系，但其相关线的斜率随地区而异。l影响海水H、O同位素组成的因素：lA.冰雪堆积和融化lB.地幔水的加入lC.海相自生相矿物的形成lD.海水与洋壳岩石的同位素交换lE.地表水的回流lF.海底地下水径流l. .大气降水大气降水 大气降水的氢氧同位素组成有三个重要特征：D值之间呈线型变化；大多数地区大气降水的和为负值； 值与所处地理位置有关，并
43、随离蒸气源的距离的增加而变负。全球性或区域性的大气降水的同位素组成的分布是很有规律的。全球降水的平均值为-22，值为-4 。地球两极地区的降水最贫重同位素， 值为-308Craig,1963)。在干旱地区的封闭盆地中，水最富重同位素，值为129.4，值为30.80（Fontes和Gonfiantini，1967）。云蒸气和大气降水的同位素变化很大，随空间、时间而异。大气降水的同位素组成及其变化规律是研究地下水的最重要的基础资料。（）降水方程降水方程由于在蒸发和凝结过程中的同位素分馏，使大气降水的氢氧同位素组成出现了线性相关的变化。这一规律最早是由Craig(1961)在研究北美大陆降水时发现的
44、，并把这一规律用数学式表示为：1818 这就是降水方程，又称之为Craig方程 全球观测站的资料，用加权和不加权处理得：(.12+0.077)(9.20+0.53) 世界各地不同地区的降水方程往往偏离全球性方程，方程中的斜率和截距都有不同程度的变化。（）氘过量参数氘过量参数(d)和降水线斜率和降水线斜率(s)的变化的变化氘过量参数亦称氘盈余。同全球性降水方程相比，任何地区的大气降水，都可以计算出一个氘的过量参数d，d被定义为d=-(Dansgaard,1984)。的值的大小相当于该地区的降水线斜率为8时的截距，用以表示蒸发过程的不平衡程度。影响氘过量参数d的因素的定量研究非常复杂，它的变化完全
45、依赖于水的蒸发凝结过程中的同位素分馏的实际条件，目前，仅了解到某些局部的规律。.海水在平衡条件下蒸发：大部分岛屿和滨海地区，海面上的饱和蒸气与海水处于同位素平衡状态，这时的d值接近于0。但是当海洋高空不平衡蒸气与海面附近的饱和层蒸气相混合产生降水时，d值变小，有时出现负值；海水蒸发速度快，不平衡蒸发非常强烈，空气相对湿度低的地区，如东地中海地区，发现了降水中最大的氚过量参数，其d值高达37。某些局部的海洋蒸气源，如波斯湾、红海、黑海等地，也见有偏高的d值。降水线斜率s变化情况的研究也有待于深入。W.Dansgaard(1964)根据北大西洋沿岸（温带和寒带）的资料指出，降水的同位素温度梯度为：
46、d/dt0.69/，d/dt5.6/，降水的斜率接近于8。热带和亚热带的岛屿地区，降水线斜率的典型值为4.6-6。降雨量少而蒸发作用强烈的干旱和半干旱地区，其斜率大都小于8。斜率大于8的情况少见。（）-图型图型根据降水方程，在平面图中用来表示降水的关系变化的直线，称之为降水线。除全球降水线外，不同地区都有反映各自降水规律的降水线。为了更确切地了解一个地区的降水规律，有时，特别是在干旱或半干旱地区，可以得到一条斜率小于全球降水线或大区域降水线，为了便于区别，我们常把它称之为蒸发线。的图形可以直观地得到以下规律：温度低、寒冷季节、远离蒸气源的内陆、海拔高度高、或高续度区的大气降水的同位素组成，一般
47、落花流水在降水线的左下方：反之其降水的同位素组成落在降水线的右上方。偏离全球降水线或大区域降水线，斜率较小的蒸发线（或地区降水线），则落在它们的右下方。斜率越小，偏离降水线越远，并反映其蒸发作用越强烈。蒸发线和降水线的交点，可近似反映出蒸气源水的原始平均同位素组成。两种不同端元水的混合，例如，经蒸发的水与雨水的混合水体，其同位素组成落在该水的蒸发线和雨水线之间的区域内，它与两各端元水的距离，可近似地反映其混合量。（）大气降水的氢氧同位素组成及分布规律大气降水的氢氧同位素组成及分布规律大气降水的氢氧同位素组成的分布很有规律，它主要受蒸发和凝结作用所制约。具体地说，降水的同西半球素组成与地理和气候
48、因素存在直接的关系。Y.Yurtsever(1975)利用降水的平均同位素组成与纬度、高度、温度和降雨量作多元回归分析，其线性方程为：=a0+a1T+a2P+a3L+a4A值与的相关系数为0.815，与为0.303，与为-0.722，与为0.0007。由于大多数观测站的高程都低，相差不大，所以高度效应不明显。但是，总的趋势表明，这些因素均可影响降水的平均同位素组成，其中温度的影响占主导地位。温度效应温度效应大气降水的平均同位素组成与温度存在着正相关关系。Dansgaard(1964)根据北大西洋沿海地区的资料得出，在中高纬度滨海地区，降水的年平均加权值与年平均气温（t）关系为：=0.695t-
49、13.6D=5.61t-100Y.Yurtsever(1975)利用北半球的Thule.Groenedal.Nord和Vienna等地363个月的观测资料，获得降水的和朋平均温度的关系为：=(0.5210.014)t-(14.960.21)r=0.893大气降水的同位素组成与当地气温的关系密切，且呈正相关变化。但是，这种相关变化在不同地区其变化程度相差很大。纬度效应纬度效应大气降水的平均同位素组成与纬度的变化存在着相关关系（图4-6）。从低纬度到高纬度，降水的重同位素逐渐贫化。纬度诳应主要是温度和蒸气团运移过程同位素瑞利分馏的综合发映。北美大陆大气降水的纬度效应（Yurtsever,1975）
50、为纬度每增加一度值减少0.5。我国东北地区大气降水的纬度效应为：=-0.24NL0+0.04(r=0.945)D=-1.84NL0+6.88(r=0.9508)式中NL0为北纬度。高度效应高度效应大气降水的值随地形高程增加而降低侨汇之高度效应，它的大小随地区的气候和地形条件不同而异。世界各地大气降水的高度效应的差异程度甚大。我国有关大气降水同西半球素高度效应的研究事例很多，最典型的是于津生等人(1980)有关西藏东部及川黔西部大气降水的值与海拔高度的关系(图4-7)。在同位素水文地质研究中，常常借助于研究区内大气降水的同位素高度效应，推测地下水补给区的位置和高度。大陆效应大陆效应降水的同位素组
51、成随远离海岸线而逐步降低，这一现象称之为大陆效应。这一情况与潮湿气团在迁移过程中凝结降雨引起的同位素分馏效应有关。Polyakov和Kolesnikova(1978)指出，年平均温度低于20的地区，年降水的平均同位素组成与海岸线距离（L）的关系为：D=8+10+0.7L2降雨量效应降雨量效应大气降水的平均同位素组成是空气湿度的函数，因此，雨水的平均同位素组成与当地降雨量存在某种相关关系。根据IAEA的统计，赤道附近的岛屿地区雨量和之间的关系为：=(-0.0150.0024)P(0.0470.419)r=0.874式中：为月平均降雨量（mm）。产生降雨量效应的主要原因，可能与雨滴降落过程中的蒸发
52、效应和与环境水蒸气的交换有关（Ehhait等，1963；Stowart,1975）。季节性效应季节性效应地球上任何一个地区的大气降水的同位素组成都存在季节性变化，夏季的值高，冬季低，这一现象称之为季节性效应。各地降水值的季节性差异程度也不尽相同。一般而言，内陆地区的季节性变化较大。例如，奥地利维也纳。.河水及湖泊水河水及湖泊水（）河水河水大多数河流具有两种主要补给源：大气降水和地下水。不同地区、不同地点、不同季节，它们对一条河流的补给量也是不相同的。大气降水形成径流占优势的小河水系中，水的同位素组成反映大气降水的特征，这些水具有明显的季节性变化。大河水系的同位素组成变化特点与只雷同，但由于大河
53、水系是由源头和一系列支流汇集而成的，所以水的同位素组成变化要复杂得多，并且水的同位素季节性变化幅度在一定程度上受到了均一化作用的影响。高山区的径流往往依赖与冰雪的熔融，这种成因的小河流的同位素组成也显示出季节性变化，但其季节性变化恰恰与大气降水的情况相反，在夏季时，冬季储存的大量冰雪逐步融化，融水与夏季降雨相比相对贫同位素D和，甚至低于冬季降雨。例如意大利的阿的治(Adiqe)河，冬季河水的值为11.4，夏季为22.21。这种与大气降水相反的同位素季节效应，乃是冰雪融水成因的河水同位素组成一个重要特征。不仅如此，纬度和气候因素对河流水系的同位素组成也会造成明显的影响。上述因素的综合影响，常常造
54、成在一条大河水系中，从源头到各支流的下流，水的同位素组成的变化具有某种明显的规律性。（）湖泊水湖泊水湖水的同位素组成与水源的补给类型和湖泊所处的地理位置、自然环境条件紧密相关。湖水的补给，可以源与降水、河水、地下水。在靠近海洋地区，还可以由海水补给。这些不同类型的补给源，都可以给湖泊水的同位素带来差异。在大多数湖泊中，湖水直接或间接来源于大气降水，所以它在很大程度上受大气降水的同位素分布规律所支配，象大气降水一样，湖水的同位素组成存在季节性变化，纬度效应、大陆效应和高度效应。但是，实际湖水的同位素组成并不完全等于原始补给水的同位素组成，由于蒸发作用的影响，都在一定程度上相对富集重同位素，这一现
55、象尤其在纬度低的干旱地带的内陆湖泊中最为突出。在图中，大多数湖泊水的同位素组成落在“蒸发线”上。部分蒸发的湖水不仅值比补给水要大些，而且以低的氘过量参数（d）为特点。在一些大而深的湖泊中，由于缺乏混合，不仅在湖的表层水中出现不均匀，而且在垂直带上湖水的同位素组成常常呈季节性或永久性的成层分布现象。l3.冰川水冰川水：l(1)冰川的一些基本概念冰川的一些基本概念：l极极地地冰冰川川：分布于两极、贯穿整个冰团的温度保持在熔点以下；l温温和和冰冰川川：分布于两极以外，冰团的温度保持在压熔点内；l冰川的结构冰川的结构：l上部积雪层压力小结构同位素变化幅度大l粒雪l冰大紧密小l三者之间在成因上关系紧密，
56、冰川粒雪及冰的同位素组成受制于表层降雪，雪的保存状态以及后期的同位素交换的程度。l根根据据表表层层积积雪雪是是否否被被溶溶融融及及溶溶融融水水下下渗透层的程度分三个带渗透层的程度分三个带：l干雪带：不产生雪的溶融，也没有溶融水下渗的地带；l渗透带：产生了一些表面的溶融，溶雪水渗入雪层一段距离，又重新冻结起来的地带；l浸泡带：溶融水渗入到整个年度雪层内，即前一冬季的积雪层内，在紧接的夏季，乃至深秋季的温度上升到0的地带。l（2）极地冰川的同位素变化极地冰川的同位素变化l冰岩心的同位素变化规律冰岩心的同位素变化规律：l深度同位素组成l小波长复杂幅度大l缩短简单平滑l大消失消失小l高夏季雪、低冬季雪
57、l影响极地冰川岩心中同位素组成变化的因素影响极地冰川岩心中同位素组成变化的因素：lA.积雪层最上部的雪漂移；lB.冰川上部与空气相交的界面上大气压强的变化引起粒雪蒸气的垂直向上运动，造成蒸气相之间的同位素交换，这种作用在积雪层的上部异常活跃；lC.粒雪层内蒸气相的扩散，引起粒雪内的垂直交换，这主要存在于粒雪临界深度的层位；lD.粒雪层内，当空隙被完全封闭后，唯一的影响只是固体冰中的慢扩散。l有时，在暖活季节，表面上稍有一点溶融就可能在粒雪中形成冰层，从而封闭了下部粒雪蒸气向上的通道，进而妨碍了垂直运动引起的质量交换，这就是CampCentury深度为776米冰岩心中出现异常高的幅度季节性变化的
58、原因。l在极地冰川的固体冰中，分子扩散是引起冰的强度变化的唯一因素，垂直扩散作用可用下列方程描述：l公式见：P112llD扩散系数；X冰的深度l按振动理论，这一公式反映了波长随时间呈指数递减的关系。l温和冰川的同位素组成的变化温和冰川的同位素组成的变化l特点：储存雪常常受到溶融和水渗透作用的影响，在发生同位素完全均质化时，保存的粒雪变得富重同位素。lA.当冰区的夏季降雨比冬季降雨富重同位素组成时，其同位素均质作用和粒雪的重同位素富集是雨水的冻结，夏季降雨的渗透和粒雪裂缝中俘获了夏季雨水的缘故；lB.冬季雪和夏季雨水的同位素组成几乎没有差别时，如温和海洋性气候的冰川地区，其粒雪的重同位素原因是因
59、液相之间的同位素交换（见P114表41的同位素平衡分馏系数）；lC.定量研究温和冰川学溶融及同位素组成的关系（P117图44）l结果：先融化为雪的水富轻同位素的组成。l冰雪排泄水的同位素变化及水组成分析冰雪排泄水的同位素变化及水组成分析l夏季雨水经历冰水交换的粒雪的水表层雪的水地下水D高高低低T高低相对高些高ll冰川河水的变化规律的分析：l早上：高T、低D下午：低T、高Dl晚夏：T低、D高寒冷季节：T高、D低l4.地下水的同位素组成地下水的同位素组成l非饱和地带水的补给及其同位素特征非饱和地带水的补给及其同位素特征l包气带中的水及补给包气带中的水及补给A.根据雨水中的氚浓度估计地下水年龄与降水
60、的入渗速率。l在地面水入渗的研究中，首先要评定水体在不同入渗处的滞留时间，但是实际上这种入渗水在各点的分布是不均匀的，而是各种不同年龄水混合而成的。因此需要查明入渗水的年龄分布，并模拟成各种模型：活塞型、指数模型、弥散模型、经验估计等。llB.根据土址中核爆炸氚的时间标志层（5354、6364核爆炸氚商降）或者根据地下水中核爆氚的输入总量与地下水补给率成正比的总则确定降水实际补给地下水的平均份额（地下水的补给率）。a.搜集降雨氚浓度求计算取样点土址表层的氚输入。b.采集水址水样，测得体积水量和氚浓度。lc.弄清水间土址剖面的输入机理进而选择水流模型。lld.根据模型氚剖面和实测氚剖面的对比计算
61、地下水年平均补给量。l经验公式：R=0.5（PwC)lR年补给量；lPw49月降雨量；lC常数；l通过调整C及求解输入到各种模型的一组R值，求得每年降雨对氚浓度的加权值，在计算年平均补给量时，必须使所取的C值能够使l氚的模型剖面与实测剖面达到最大限度的拟合。le.测定保持在土址剖面里的氚总量。lMAR（年平均补给量）=lTS(x)Q(x)dx(PE)nTp(n)lTs(x)土址中的氚浓度lQ(x)地表以下x深度的体积含水量lA深度的积水界线P降雨量lE蒸发量TP(n)每月降雨氚浓度lm总月数Ti每年补给水的氚浓度l氚的衰变常数l干旱地带水的补给干旱地带水的补给lA.同位素特征：lD18D图中地
62、下水的值向蒸发线偏移，氚含量接近原始值。l洪水是沙漠地带的主要补给源，由洪水及其附近地下水的高氚浓度得出的。lB.值改变的方式：la.滞留洪水蒸发后再补给到含水层。lb.蒸发作用可能在沙丘以上数米的相对开放构造中产生并引起水的丢失。lc.沙漠暴雨的同位素组成差别很大，低值暴雨的补给与古水之间差别要依据年龄资料确定，高贫雨水不存在高度效应。l地下含水层的同位素组成地下含水层的同位素组成l雨水补给雨水补给lA.在许多情况下，雨水成因的地下水，其同位素组成明显的接近补给区降水的平均同位素组成，但它们二者之间的匹配是不完善的。原因是：la.经过蒸发后补给水到浅层含水层的水富重同位素，特征是落在蒸发线上
63、。lb.季节性的选择，导致浅层地下水的同位素组成或相对富或贫重同位素，但更多情况是选择冬季降雨或夏季高山冰雪溶融水，这种补给的水总是落在雨水线上，与蒸发类型的水存在着区别。lB.在补给区的环境因素相对稳定时，地下水同位素组成的平均值也是确定的。在这种情况下，雨水成因的浅层地下水的平均同位素组成和大气降水的平均同位素组成很可能找出某种关系，并据此确定浅层地下水补给源的位置和高度。lC.补给位置和高度的确定：la.确定研究区雨水或泉水的高度效应l.确定当地影响雨水同位素组成的主要因素（T、P、地表面积等）l.对不同高度与不同高度雨水的值进行回归处理，求得雨水高度效应的直线方程或作图。b.地下水与不
64、同气质类型的降雨，在同位素组成特征上有时也是完全匹配的在土耳其中部的konya平原。l河流的补给河流的补给lA.合理的采集河道周围浅层地下水的样品。lB.分析可能补给地下水的各种水体的背景值，如：河水、雨水等。lC.作出浅层地下水的频度分布图。D.根据频度分布的特点确定或计算出地下水的组成。l例：a.安第斯山脉，chimbo平原lb.意大利Gorizia平原lc.加拿大（利用井水的季节性同位素变化判断与河水与水力联系）ld.苏丹（利用河水和古地下水分别作为两个端员来判断）ll湖泊对地下水的补给湖泊对地下水的补给：l湖水沿蒸发线富重同位素,氘过量参数低。P202l例1Chala湖（湖水同位素恒定
65、的情况,地下水与湖水没有水力联系）表81；图85l例2湖水同位素组成可变的情况：利用氘过量参数找出地下水与湖水的水力联系；l例3Chad湖：l湖水的基本情况：年蒸发量大、湖水恒定的低盐度（350ppm）、湖水干涸一半时含盐度未增加18O+5，渗透前缘达+10+12。l湖畔的地下水：盐度（7001000ppm）高于湖水，稳定同位素25比湖水低得多。l结论：P205ll承压水的相互补给承压水的相互补给l水的稳定同位素组成与同位素定年的相结合。l深部古水：贫重同位素组成，T、14C含量低；l浅部近代水：富重同位素组成，T、14C含量高。l若古水与浅部近代含水层存在相互补给，则水的值与T或14C含量之
66、间存在相关性，这一相关性将揭示它们之间的补给的数量关系。l3裂隙岩溶水的同位素组成裂隙岩溶水的同位素组成l裂隙水裂隙水：l特点：水的入渗速率快，属活塞型l应用同位素的目的在于测定水在裂隙中的平均入渗速率、入渗水的来源及高度。l例：奥地利中部Alps山脉一小岩。l岩溶水岩溶水：l岩溶水同位素研究的基本方法：lA.同位素类型：la.人工放射性同位素示踪：l优点：自由选择放射性类型、避开干扰，合理决定放射性强度，能适应于一些特殊应用的需要。l缺点：价格昂贵、安全防护要求高。lb.天然环境同位素：与环境因素关系密切、价格便宜、应用普遍。lB基本方法：la.布点采样注意科学性；lb.同位素类型的选择：P
67、211212；lc.应用同位素测定结果讨论应注意的关键问题：P212:A、B、C、D、E、Fll同位素在岩溶水中的实际应用同位素在岩溶水中的实际应用l研研究究核核心心：始终围绕岩溶水的补给、径流、排泄、水源更新的时间、库储规模。lA.人工示踪：将放射源投入落水洞，然后在岩溶水的排泄的各个泉点进行测量或回收，加以判断其水力联系、运移途径及确定岩溶水的分水岭。l例:P214多瑙河岩溶区lA.天然氚的示踪：l例:P213土耳其南部岩溶水、研究时间19631964，那时背景值T很高泄泉水T很高，随时间推移，T含量逐步减小，总的规律是：1963中年底T最高，1964年初T，年底为最低值，1965年又呈现上升，但幅度比1963年低，间断几年后到1968年，测得的T相当于1964年底的值。l显示岩溶水运移时间短和储存库小的特征。ll邻近该排泄泉的两个湖泊水的T在1963年初和1964年底都低，最高峰值在1964年中期。一个湖泊比另一个湖的氚含量相对高些，这与湖所处位置和水的更新周期有关。与欧洲降雨的氚背景值比较，1963年岩溶水排泄泉水T很高，反映了该泉排泄中大量加入当时的降雨成分。1964年底，泉水的低氚量说明排泄深部老水。1965年初，泉水T的上升，意味着周围湖水渗透补给到岩溶水中并开始排泄出来，而且这种补给水的相对比例随时间推移而逐步升高，间断数年后到1968年，排泄水又是最深部的古水。
