持續(xù)蒸發(fā)與補(bǔ)給蒸發(fā)過程中水體咸化及同位素分餾的實(shí)驗(yàn)研究

李 靜, 王 聰, 梁 杏, 馬 斌, 葛 勤

(1. 中國地質(zhì)大學(xué)(武漢) 環(huán)境學(xué)院, 湖北 武漢 430074; 2. 國土資源部 地裂縫地質(zhì)災(zāi)害重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 江蘇 南京 210018; 3. 湖北省 環(huán)境科學(xué)研究院, 湖北 武漢 430072; 4. 生物地質(zhì)與環(huán)境地質(zhì)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 中國地質(zhì)大學(xué)(武漢), 湖北 武漢 430074)

0 引 言

華北平原淺層廣泛分布的咸水體[1–2], 是在 12 ka前后干旱的氣候環(huán)境下, 受蒸發(fā)濃縮作用形成, 即大陸鹽化咸水層[3]。查明蒸發(fā)過程中水體的咸化及氫氧同位素分餾機(jī)制, 對于揭示地表水或地下水的成因與演化規(guī)律具有重要意義[4–5]。很多學(xué)者已開展蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)研究了水體在咸化過程中水化學(xué)及同位素的演變機(jī)制, 得出了蒸發(fā)過程中的蒸發(fā)結(jié)晶路線、析鹽規(guī)律[6–8]、氫氧同位素的分餾效應(yīng)及濕度和溫度對其的影響[9–11]。自然界中水體處于不斷的水文循環(huán)當(dāng)中, 通常大陸鹽化作用涉及水的(遷移)流動和蒸發(fā)(排泄)兩個(gè)方面。而前人[12–15]對蒸發(fā)過程的實(shí)驗(yàn)研究大多采用持續(xù)蒸發(fā)的實(shí)驗(yàn)方式, 未考慮蒸發(fā)過程中水流補(bǔ)給的影響。在實(shí)際水文循環(huán)系統(tǒng)中,蒸發(fā)排泄和水的側(cè)向徑流補(bǔ)給(或大氣降水補(bǔ)給)同時(shí)存在, 這種條件下的水化學(xué)和同位素演變鮮見報(bào)道,有待進(jìn)一步研究。本文擬利用唐山和衡水地下水樣品,通過設(shè)計(jì)持續(xù)蒸發(fā)和補(bǔ)水蒸發(fā)兩種模式開展蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)研究, 旨在查明在有水源補(bǔ)給條件下蒸發(fā)過程中水化學(xué)和同位素富集規(guī)律及其與純蒸發(fā)的差異。

1 實(shí)驗(yàn)方案及測試

1.1 持續(xù)蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)

分別采用唐山地下淡水(TDS = 0.7 g/L)和衡水地下微咸水(TDS = 1.9 g/L)進(jìn)行實(shí)驗(yàn), 蒸發(fā)溫度均為60 ℃。實(shí)驗(yàn)設(shè)計(jì): 唐山水樣取450 mL盛放在燒杯中, 利用電熱板加熱。實(shí)驗(yàn)過程分4個(gè)蒸發(fā)階段,利用量筒測量蒸發(fā)前后水體積變化, 即蒸發(fā)量。每階段蒸發(fā)量控制為50 mL, 采取表層水體50 mL進(jìn)行測試, 總蒸發(fā)時(shí)長約216 h。衡水水樣采用了6個(gè)盛放250 mL水樣的燒杯和2個(gè)盛放500 mL水樣的燒杯進(jìn)行加熱, 不同燒杯加熱不同時(shí)長, 即分 8個(gè)蒸發(fā)階段, 測量每個(gè)燒杯的蒸發(fā)量, 采集表層水體進(jìn)行測試, 最大蒸發(fā)時(shí)長約134 h。所取唐山水樣測試水化學(xué)組分, 衡水水樣測試水化學(xué)組分和氫氧同位素。

1.2 補(bǔ)給蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)

分別把盛放唐山水樣 500 mL的燒杯和衡水水樣300 mL的燒杯放在電熱板加熱。分7個(gè)蒸發(fā)階段,測量每一階段的蒸發(fā)量, 設(shè)計(jì)補(bǔ)水量等于蒸發(fā)量(水體總量保持不變, 除了取樣損失)。每次取樣前, 先使用原始水樣補(bǔ)充蒸發(fā)的水量, 使其混合均勻。唐山水樣蒸發(fā)率控制為20%, 蒸發(fā)總時(shí)長469 h, 每次取樣 50 mL, 測試水化學(xué)組成。衡水水樣蒸發(fā)率約50%, 蒸發(fā)總時(shí)長 191 h, 每次取樣 25 mL, 測試水化學(xué)組成和氫氧同位素。

1.3 測試項(xiàng)目與方法

所采水樣水化學(xué)測試包括pH、電導(dǎo)率、陰陽離子。其中pH和電導(dǎo)率采用哈希便攜式水質(zhì)分析參數(shù)儀(儀器型號: HQ30d)測試; 堿度(HCO3–計(jì))采用滴定法測試; 陰陽離子分別采用離子色譜儀(儀器型號: DIONEX-120)和 ICP-AES(儀器型號:IRIS Intrepid Ⅱ X SP 型)測試, 精度分別為 0.1和0.01。

氫氧同位素的分析儀器為 Mat253氣體同位素質(zhì)譜儀, 氫同位素測試精度優(yōu)于2‰, 氧同位素測試精度優(yōu)于0.2‰。

2 結(jié)果與討論

實(shí)驗(yàn)水樣的原始組成及蒸發(fā)水樣的測試結(jié)果如表1和表2所示。其中唐山水樣主要用來分析兩種蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)中水化學(xué)演變差異, 衡水水樣主要用來分析同位素富集的差異。

2.1 化學(xué)組分演化差異

在持續(xù)蒸發(fā)與補(bǔ)給蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)中, 水樣的電導(dǎo)率(EC)和pH隨著蒸發(fā)時(shí)間總體上呈增大的趨勢(圖1)。EC的升高表明鹽分的濃縮, pH的升高是由于水中CO2的釋出造成的。但兩種蒸發(fā)過程中, EC和pH變化曲線表現(xiàn)出明顯分離: 持續(xù)蒸發(fā)條件下, 蒸發(fā)約200 h, 水樣電導(dǎo)率由原始的1107 μS/cm增加到1881 μS/cm, pH由7.8增加到9.0, 濃縮速率逐漸增大。補(bǔ)給蒸發(fā)條件下, 鹽分的濃縮速率明顯較低, 蒸發(fā)約 500 h, 電導(dǎo)率由原始的 1107 μS/cm 增加到1865 μS/cm, pH由7.8增加到8.9。這是因?yàn)樵谟械a(bǔ)給過程中, 蒸發(fā)和稀釋作用同時(shí)存在, 抵消了部分蒸發(fā)效果。因此在干旱氣候環(huán)境中, 水體濃度的高低不僅取決于蒸發(fā)強(qiáng)度, 還與水的徑流(循環(huán))密切相關(guān)。

表1 唐山原始水樣(TC0)及蒸發(fā)樣品水化學(xué)測試結(jié)果(mg/L)Table 1 Chemistry data (mg/L) for original water (TC0) and evaporation water samples of Tangshan

表2 衡水原始水樣(HB0)和蒸發(fā)樣品同位素測試結(jié)果(‰)Table 2 Isotopic data (‰) for original water (HB0) and evaporation water samples of Hengshui

圖1 唐山淡水持續(xù)蒸發(fā)和補(bǔ)給蒸發(fā)模式下電導(dǎo)率和pH變化規(guī)律Fig.1 Diagrams showing electrical conductivity and pH variation trends with time under continuous evaporation and recharge evaporation for Tangshan freshwater samples

仔細(xì)觀察圖 1可以發(fā)現(xiàn), 持續(xù)蒸發(fā)過程中水樣的電導(dǎo)率在蒸發(fā)初期(0～100 h)存在下降過程, 蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)中濃度一般不會出現(xiàn)降低現(xiàn)象。本情況的發(fā)生可能與唐山水樣有關(guān), 實(shí)驗(yàn)水樣的水化學(xué)類型為HCO3·Cl·SO4-Ca·Mg·Na 型水。以 H CO3-、Ca2+為主的水樣, 在蒸發(fā)過程中水溫增加, 極易發(fā)生如下化學(xué)反應(yīng)(1)而生成 CaCO3, 溶解度大大減小, 發(fā)生沉淀。在蒸發(fā)初期當(dāng)該反應(yīng)產(chǎn)生的沉淀量大于其他離子濃縮程度時(shí), 造成了電導(dǎo)率的下降。

各離子的變化過程可進(jìn)一步說明這一點(diǎn)。如圖2所示, 持續(xù)蒸發(fā)過程中Ca2+和 H CO3-含量在蒸發(fā)初期濃度下降, 一旦 CaCO3沉淀存在于水樣中, 此水環(huán)境中則 Ca2+達(dá)到飽和, 如圖 2所示后期 Ca2+保持穩(wěn)定。H CO3-離子在蒸發(fā)過程中可繼續(xù)分解為 C O32-,可與Mg2+結(jié)合生成MgCO3微溶沉淀, 但從圖2中可以看出Mg2+處于持續(xù)緩慢增加的過程中, 而 H CO3-含量并未持續(xù)下降, 而是相對穩(wěn)定, 表明在蒸發(fā)過程中基本不存在MgCO3的析出或含量甚少。在補(bǔ)水蒸發(fā)過程中, 雖然存在 Ca2+和 H CO3-下降過程, 但降低值較小, 主要與受到淡水補(bǔ)給有關(guān), 電導(dǎo)率并未顯示出下降值。

其他各離子(S O24-、Mg2+、Na+、Cl–和 K+)與電導(dǎo)率同步變化, 兩種蒸發(fā)過程離子與電導(dǎo)率關(guān)系曲線基本吻合(K+含量較低, 在誤差范圍內(nèi)波動)。說明在實(shí)驗(yàn)設(shè)計(jì)蒸發(fā)程度下, 水中礦物在蒸發(fā)早期以方解石(CaCO3)沉淀為主, 其他鹽分以濃縮作用為主。李亞文等[8]所做的南海蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)得出在海水蒸發(fā)了80%后, 才開始析出石膏。在整個(gè)蒸發(fā)過程中, 方解石的動態(tài)溶解-沉淀平衡和鹽分的濃縮作用共存。持續(xù)蒸發(fā)過程中, 早期以方解石析出作用為主, 引起電導(dǎo)率下降, 后期以鹽分的濃縮為主; 在補(bǔ)水蒸發(fā)過程中, 方解石早期的析出作用較小, 如 Ca2+和HCO3-含量高于持續(xù)蒸發(fā)實(shí)驗(yàn), 以鹽分的濃縮為主。

綜上可知, 持續(xù)蒸發(fā)與補(bǔ)水蒸發(fā)過程中水化學(xué)變化的差異主要為濃縮速率的不同。同時(shí) Ca2+和HCO3-濃度在兩種蒸發(fā)過程中差異明顯, 是由于這兩種離子參與了化學(xué)反應(yīng); 當(dāng)溶液中離子的礦物未飽和時(shí), 如 Na+、K+、 S O24-、Cl–以蒸發(fā)濃縮作用為主。其離子變化主要受水樣鹽度控制, 與是否有水源補(bǔ)給影響不大。兩種蒸發(fā)方式下, 水化學(xué)類型也發(fā)生規(guī)律性的變化。持續(xù)蒸發(fā): 水型變化,HCO3·Cl·SO4-Ca·Mg·Na → HCO3·Cl·SO4-Mg ·Ca·Na →HCO3·Cl·SO4-Mg·Na → Cl·SO4·HCO3-Mg·Na → Cl·SO4-Mg·Na; 補(bǔ) 給 蒸 發(fā) : HCO3·Cl·SO4-Ca·Mg·Na →Cl·HCO3·SO4-Mg·Na·Ca → Cl·HCO3·SO4-Mg·Na →Cl·SO4·HCO3-Mg·Na → Cl·SO4-Mg·Na。水型由復(fù)雜向簡單轉(zhuǎn)化, H CO3-和Ca2+由主要離子逐漸退出水型組成。

2.2 氫氧同位素的富集過程

2.2.1 氫氧同位素與剩余水關(guān)系

持續(xù)蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)與前人實(shí)驗(yàn)方法相似[9], 假定溫度和濕度都不變的情況下, 每次揮發(fā)出的水汽即刻分離出系統(tǒng), 剩余水的同位素逐漸富集, 此過程符合瑞利平衡蒸發(fā)模型。瑞利蒸發(fā)模型是英國科學(xué)家瑞利(Rayleigh)討論液體混合物蒸發(fā)過程時(shí)提出來的一種模型[12]。在瑞利過程中, 體系中的兩相物質(zhì)處于一種瞬時(shí)平衡狀態(tài), 其過程可用下式來描述:

式中: Rl為任一瞬間反應(yīng)物(剩余水體)的同位素比值;R0為蒸發(fā)水體初始同位素比值; f為剩余水體體積比;α 為液-氣間分餾系數(shù)。利用公式 δ = (R樣品/R標(biāo)準(zhǔn)– 1)轉(zhuǎn)化可得δ形式下的瑞利分餾模型:

可以看出在瑞利分餾模式下, 剩余水體同位素δ與剩余水體積比f呈指數(shù)關(guān)系[13]。

圖2 唐山淡水不同蒸發(fā)過程中水樣各離子濃度與電導(dǎo)率關(guān)系Fig.2 Diagrams showing relationships between ion content and electrical conductivity under the two evaporation experiments for Tangshan freshwater samples TC–持續(xù)蒸發(fā); TB–補(bǔ)給蒸發(fā)。TC–continuous evaporation; TB–recharge evaporation.

持續(xù)蒸發(fā)過程中, 剩余水氫氧同位素含量隨著剩余水體積比的減少而呈指數(shù)富集, 這與原有的瑞利平衡分餾模型結(jié)果一致(圖3實(shí)線)。實(shí)驗(yàn)設(shè)計(jì)蒸發(fā)溫度為60 ℃ , 平衡蒸發(fā)模型的分餾系數(shù)α只與溫度相關(guān), 據(jù)文獻(xiàn)[16]可知: α18O= 1.0061, αD= 1.046,由公式(2)可得平衡分餾模型的剩余水同位素富集曲線(圖3中虛線)。由圖3可知, 實(shí)驗(yàn)測試剩余水同位素值高于平衡分餾模型趨勢線, 說明實(shí)驗(yàn)在蒸發(fā)過程中同位素分餾不僅與溫度有關(guān), 還受到濕度的影響, 如存在水-汽間同位素交換等非平衡條件下的動力分餾。其次, 在蒸發(fā)過程中, 水體的氧同位素值還會受到方解石析出的影響。一般巖石及礦物的 δ18O值要比水的δ18O值大得多[16], 如發(fā)生礦物與水的同位素交換反應(yīng), 會明顯增大水溶液的δ18O值。周根陶等[17]指出碳酸鈣緩慢沉淀過程中, 碳酸鈣與溶液中之間有足夠的時(shí)間進(jìn)行同位素交換, 而碳酸鈣快速沉淀, 則繼承溶液中碳酸根離子的同位素組成。本實(shí)驗(yàn)中碳酸鈣持續(xù)沉淀, 可能與水體發(fā)生同位素交換反應(yīng)。但受溫度影響(＜ 60°)水與巖石礦物發(fā)生氫氧同位素交換的反應(yīng)速度十分緩慢, 一般很難達(dá)到交換平衡[16]。

圖3 衡水微咸水持續(xù)蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)中剩余水氫氧同位素與剩余水體積比關(guān)系Fig.3 Diagrams showing relationships between stable isotopic value in residual water and residual water ratio under continuous evaporation experiment for Hengshui brackish water samples實(shí)線–實(shí)測數(shù)據(jù)趨勢線; 虛線–瑞利平衡模型趨勢線。Solid line – trend line of measured data; Dotted line – trend line of Rayleigh balance mode.

從數(shù)值來看, 隨著蒸發(fā)率的增大, δ18O 由–9.19‰增加到 20.81‰, 變化值為 30‰; δD 由–62.6‰增加到56.9‰, 變化值為119.5‰, 同等條件下, D的富集速率約是18O的4倍, 說明氫同位素在富集過程中更為敏感, 這是由于H218O和DHO蒸汽壓的差別使他們在蒸發(fā)過程中在水相的富集不成比例[18]。在 δD-δ18O 關(guān)系圖中, 蒸發(fā)線斜率的大小主要取決于相對濕度, 其大小通常介于 4～6之間[19],如圖 5所示, 蒸發(fā)水樣點(diǎn)均落在全球雨水線的右下方, 并呈線性關(guān)系 δD = 4.11δ18O – 25.23 (R2= 0.99),斜率為 4.11, 即為持續(xù)蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)條件下的蒸發(fā)線方程(圖 5)。

2.2.2 氫氧同位素富集與鹽分的關(guān)系

在持續(xù)蒸發(fā)模式下, 原始水樣由初始 TDS為1.9 g/L增加到11.7 g/L。在含鹽的溶液中, 氫氧同位素的分餾系數(shù)不僅是溫度的函數(shù), 而且也是鹽度的函數(shù), 在離子水合作用影響下, 含鹽溶液中的重同位素水分子的活度系數(shù)與輕同位素水分子的活度系數(shù)之比不等于 1, 從而影響了鹽水蒸發(fā)過程中氫氧同位素的分餾系數(shù), 使鹽水的蒸發(fā)不同于淡水的蒸發(fā)[19]。

如圖4所示, 在蒸發(fā)過程中, δ18O值隨著陰陽離子含量的升高呈現(xiàn)兩段式富集: 在低鹽水中, 氫氧同位素隨著離子含量升高, 富集速率較快, 當(dāng)鹽度增加到一定程度時(shí), 氫氧同位素富集速率變慢。以Na+為例, 在Na+含量小于500 mg/L時(shí), δ18O與Na+關(guān)系方程為 δ18O = 0.09 × Na – 31.9 (R2= 0.99), 在Na+含量大于 500 mg/L時(shí), δ18O與 Na+關(guān)系方程為δ18O = 0.01 × Na – 4.08 (R2= 0.96)。Mg2+、Cl–、S O24-與 Na+相似, 在蒸發(fā)過程中均與 δ18O成兩段式線性關(guān)系。

隨著鹽度增加, 水體相對純水18O富集的現(xiàn)象,即為鹽效應(yīng)。Horita[19]研究得出鹽水(礦化度大于海水, 50～150 g/L)中陰離子(Cl–, S O24-)對 D和 δ18O 的分餾具有重要影響, 隨著溫度增加, 鹽效應(yīng)降低。如蒸發(fā)溫度從10 ℃增加到150 ℃, D同位素的鹽效應(yīng)由2.4‰/mol降低到1‰/mol。其次, 堿土金屬(Ca2+、Mg2+)對D和18O產(chǎn)生的鹽效應(yīng)具有方向上的差別[20]。而本實(shí)驗(yàn)中未設(shè)置相應(yīng)條件下淡水蒸發(fā)實(shí)驗(yàn), 無法比對鹽度對氫氧同位素分餾的影響, 但從實(shí)驗(yàn)結(jié)果看陰陽離子與δ18O的關(guān)系一致, 可能是由于該水樣濃度較低(＜ 2 g/L), 對氫氧同位素的分餾未產(chǎn)生顯著影響。

圖4 衡水微咸水陰陽離子與δ18O關(guān)系Fig.4 Diagrams showing relationships of ions content vs. δ18O for Hengshui brackish water samples

圖5 衡水微咸水不同蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)?zāi)Ｊ较滤碾妼?dǎo)率與氫氧同位素關(guān)系(a)及水的蒸發(fā)線方程(b)Fig.5 Diagrams showing relationships between stable isotopic value for residual water and electrical conductivity (a) and evaporation lines (b)under the two evaporation experiments of Hengshui brackish water samples

2.2.3 持續(xù)蒸發(fā)與補(bǔ)給蒸發(fā)過程中同位素富集差異

如圖 5a所示, 在持續(xù)蒸發(fā)與補(bǔ)給蒸發(fā)過程中,隨著蒸發(fā)的進(jìn)行, 水的鹽度(電導(dǎo)率)逐漸增大, δD的變化范圍明顯大于δ18O的變化范圍, 進(jìn)一步說明D同位素在蒸發(fā)過程中富集速率大于氧同位素。對比兩種蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)可以發(fā)現(xiàn), 達(dá)到相同的鹽度(電導(dǎo)率), 持續(xù)蒸發(fā)模式下氫氧同位素值相對補(bǔ)給蒸發(fā)模式明顯偏正。這是由于持續(xù)蒸發(fā)情況下, 輕同位素逐漸揮發(fā)出系統(tǒng), 重同位素持續(xù)富集; 而補(bǔ)給蒸發(fā)模式下, 由于存在原水的補(bǔ)給, 同位素不斷受到混合, 減弱了重同位素的富集程度。

其次, 持續(xù)蒸發(fā)模式下, 同位素隨著鹽度(電導(dǎo)率)的增大持續(xù)增加, δ18O最大值達(dá)20.81‰, 而補(bǔ)給蒸發(fā)模式下, 水樣的電導(dǎo)率在后期緩慢增加, 氧同位素趨于穩(wěn)定, δ18O最大值達(dá)2.9‰。Gonfiantini[20]指出受限盆地在過度蒸發(fā)的條件下δ18O將會增大趨近于一個(gè)穩(wěn)定值, 該值由補(bǔ)給水的流入和相對濕度控制。補(bǔ)給蒸發(fā)模式控制蒸發(fā)率為 50%, 每蒸發(fā)近一半水體積, 則進(jìn)行補(bǔ)給, 在這種蒸發(fā)條件下, 氧同位素的富集由補(bǔ)給水源和氣象因素(溫度、濕度)共同控制。

由氫氧同位素關(guān)系曲線可知(圖 5b), 不同蒸發(fā)過程, 蒸發(fā)線方程也不同。持續(xù)蒸發(fā)模式蒸發(fā)線斜率為4.11大于補(bǔ)給蒸發(fā)模式蒸發(fā)線斜率3.41。王永森等[13]研究得出自由水體蒸發(fā)線斜率主要受溫度和濕度控制。在溫度不變的情況下, 蒸發(fā)線線斜率隨濕度的增加而增加; 在濕度不變的情況下, 斜率隨溫度的升高而減低。補(bǔ)給蒸發(fā)模式蒸發(fā)線斜率較低主要受同位素混合作用和相對更強(qiáng)的非平衡動力分餾影響。在有補(bǔ)給源存在的情況下, 打破原始的水環(huán)境狀態(tài), 如水-汽的平衡及水溫的變化, 水分子擴(kuò)散運(yùn)動相對強(qiáng)烈等。

綜上可知, 補(bǔ)給蒸發(fā)方式下水同位素的富集過程更接近實(shí)際情況, 在有其他水補(bǔ)給情況下, 氫氧同位素在蒸發(fā)過程中不會持續(xù)富集, 且蒸發(fā)線斜率小于持續(xù)蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)值。

3 結(jié) 論

(1) 在持續(xù)蒸發(fā)和補(bǔ)給蒸發(fā)兩種模式下, 水化學(xué)演化的相同點(diǎn)表現(xiàn)為: 逐漸咸化和弱堿性化。水中Ca2+、 H CO3-濃度在初期存在瞬時(shí)降低并保持穩(wěn)定, Mg+、Na+、Cl–、 S O24-濃度逐漸升高, 該水樣水化學(xué)類型由復(fù)雜向簡單型轉(zhuǎn)變; 不同點(diǎn)表現(xiàn)為持續(xù)蒸發(fā)過程中水體濃縮速率較快, 蒸發(fā)初期水體以方解石沉淀作用為主, 引起電導(dǎo)率下降, 后期方解石處于動態(tài)平衡中, 其他組分以濃縮為主; 補(bǔ)給蒸發(fā)過程中水體濃縮速率明顯減慢, 水中Ca2+、H CO3-含量較高, 鹽分濃縮掩蓋了方解石早期析出, 電導(dǎo)率持續(xù)升高。

(2) 蒸發(fā)過程中, 氫氧同位素逐漸偏正, 氫同位素相對氧同位素更為敏感。氫氧同位素富集與剩余水比例呈指數(shù)關(guān)系, 符合瑞利分餾模型, 同時(shí)也受到界面處水-汽非平衡分餾與水巖同位素交換的影響; 與水中陰陽離子呈兩段式線性關(guān)系, 離子在低濃度段增加時(shí), 氫氧同位素富集較快。

(3) 得出了兩種蒸發(fā)過程中衡水地區(qū)的蒸發(fā)線方程: 持續(xù)蒸發(fā)條件下, 氫氧同位素的富集隨著電導(dǎo)率的增加持續(xù)偏正, 蒸發(fā)方程為δD = 4.11δ18O –25.23; 補(bǔ)水蒸發(fā)條件下, 氫氧同位素隨著電導(dǎo)率的增加, 富集速率較慢, 在后期相對穩(wěn)定, 同位素分餾程度小于持續(xù)蒸發(fā), 蒸發(fā)線方程為 δD = 3.41δ18O – 28.2。

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