华北平原典型区水体蒸发氢氧同位素分馏特征_马斌

第26卷第5期2015年9月

DOI ：10. 14042/j.cnki. 32. 1309. 2015. 05. 005

水科学进展

ADVANCES IN WATEＲSCIENCE

Vol．26，No．5Sep．，2015

华北平原典型区水体蒸发氢氧同位素分馏特征

马

1，2

斌，梁

34

杏，靳孟贵，李

1

静，牛

宏

1

（1．中国地质大学环境学院，湖北武汉430074；2．国土资源部地裂缝地质灾害重点实验室，江苏南京210018；

3．中国地质大学湿地演化与生态恢复湖北省重点实验室，湖北武汉430074；4．中国地质大学生物地质与环境地质国家重点实验室，湖北武汉430074）

摘要：为研究华北平原衡水地区水体蒸发氢氧同位素分馏特征，采集不同盐度的深层地下淡水（TDS 为0. 61g /L）和浅层地下咸水（TDS 为7. 97g /L），现场开展室外器皿蒸发实验，获得了当地气象条件下氢氧同位素分馏参数。实验

1818

结果显示，淡水及咸水剩余表层水δO 与剩余水比率f 呈指数关系，与瑞利分馏模拟结果一致，δD 和δO 蒸发线18

斜率分别为4. 78和4. 69。整个蒸发过程中，淡水及咸水氢氧同位素值增量ΔδD 分别为ΔδO 的4. 82倍和4. 76倍；18

剩余表层水相对于初始水δD 和δO 的变化量与累积蒸发量之比，淡水分别为2. 68‰/cm和0. 56‰/cm，咸水分别18

为2. 78‰/cm和0. 61‰/cm；而在不同的蒸发时段，剩余表层水δD 和δO 的变化量与蒸发量无明显相关性。受水

分子扩散的影响，蒸发皿中氢氧同位素分馏在垂线上分层微弱。由于水体盐度较低，在当地气候条件下进行自由蒸发时，氢氧同位素分馏的盐效应可以忽略。关键词：水体蒸发；氢氧同位素；分馏；华北平原中图分类号：P334. 1

文献标志码：A

6791（2015）05-0639-10文章编号：1001-［1-2］

水体蒸发是水文循环过程的第一阶段，也是引起水中氢氧同位素分馏的一种主要方式发分馏发生在水体表面汽-液相交界处，导致水体富集重的氢氧同位素的分馏非常敏感地响应环境的变化，如蒸发温度、风速、相对湿度

［3-4］［5-6］

。通常水的蒸

。水体蒸发过程中，各相D 和18O

和盐度等。同位素分馏一般可分为平

衡分馏和动力分馏。平衡条件下同位素分馏主要受温度的影响，而在动力蒸发过程中，同位素分馏还受相对

湿度、风速等因素的影响。国内外学者开展了大量水体蒸发分馏的研究，包括水体氢氧同位素分馏的理论研究

［7-8］

，以及室内外器皿蒸发氢氧同位素分馏的实验研究［9-12］，并建立了水体蒸发分馏模型模拟氢氧同位素

［13-15］

分馏规律，研究成果对正确理解水体蒸发过程中氢氧同位素的分馏机制，揭示蒸发过程对氢氧同位素

［16］

水文循环的影响具有重要意义。

然而，在华北平原气候条件下权等

［17］

采集不同盐度地下水体进行室外器皿蒸发的研究还未见报道。据张人认为，埋深大于300m 的深层淡水形成于25～12ka 寒冷干旱气候条件

的研究，河北平原中部（衡水）广泛分布的浅层地下咸水，是在12ka 前后的干旱时期，由沼泽湿地

［18］

遭受强烈蒸发作用形成的。Chen 等

下的末次冰期。二者形成时经历的气候条件具有明显差异。

本文采集该典型区深层淡水和浅层咸水，拟在现代气候条件下，现场开展不同盐度水体室外器皿蒸发氢氧同位素分馏的实验，探讨在现代华北平原典型区气候条件下，气象要素对水体蒸发分馏规律的影响，并对比两种不同成因水体的氢氧同位素分馏特征，获得了当地气象条件下氢氧同位素分馏参数。

11-17；网络出版时间：2015-08-21收稿日期：2014-网络出版地址：http ：//www.cnki. net /kcms/detail/32.1309. P. 20150821. 1730. 012. html

基金项目：国家重点基础研究发展计划（973计划）资助项目（2010CB428802）；国土资源部地裂缝地质灾害重点实验室开

放基金（江苏省地质调查研究院）资助项目（EFGD2013007）作者简介：马斌（1987—），男，湖北老河口人，博士研究生，主要从事同位素水文地质学方面研究。

E-mail ：mabiniso@126. com mail ：xliang@cug. edu. cn 通信作者：梁杏，E-

640

水科学进展第26卷

1室外器皿蒸发实验简介

室外器皿蒸发实验在国土资源部衡水地下水试验基地内进行，该基地位于华北平原中部冲积平原（图1），属大陆半干旱季风气候区，降水量季节分配不均，7—9月降水量占全年降水量的66. 9%左右，多年平均降水量519. 9mm ，平均气温12. 5℃（1960—2013年，数据来源：中国气象科学数据共享服务网）。由于人

［19］

类活动特别是近几十年深层地下水强烈开采，形成深层复合地下水降落漏斗，并导致上下层水头压力发

［20］

生变化，引起区内咸淡水界面下移。采集该试验基地内不同盐度的地下水，编号A 为深层淡水，编号B 为浅层咸水（A 水体采集深度＞300m ；B 水体采集深度＜50m ）进行室外器皿蒸发实验

。

图1室外器皿蒸发及取样方法示意

Fig. 1Outdoor pan evaporation and schematic diagram of sampling method

为减小实验器皿对蒸发过程的影响，尽量选择尺寸较大的蒸发皿（实验器皿为高50cm ，直径30cm 的透明圆柱状玻璃容器），并放置在试验基地的气象站内，四周空气通畅，利于自由蒸发。水样的采集包括表层水体（编号A1、B1）以及垂线上均匀水体（编号A2、B2）的采集。表层水体直接在水体表面取样，得到水气

［12］

交界面处同位素值；垂线均匀水体用长约70cm ，直径约0. 5cm 的中通玻璃管在水体中央垂直取样（图1），取样过程中玻璃管若搅动水体或者玻璃管中的水没有完全装入取样瓶中，则取样失败，具体过程参考1］。采集到的水样装入30mL 高密度聚乙烯瓶中，并立即用蜡严格密封，防止储存过程中发生同位素文献［分馏。

在两个蒸发器皿壁四周均匀贴上3个标尺，精确至0. 1cm 以记录液面高度。每天上午8：00观测1次，并取3个标尺读数的平均值，前后2天的读数之差除去取样量即为当天的蒸发量。蒸发器皿旁放置了温度计和湿度计，详细记录每天的温度、湿度等气象要素。实验时间从2013年7月16日开始，持续至2013年11

［1，8］

；若出现降月22日，历时129d 。实验期间平均风速较低，本次实验忽略风速对同位素分馏过程的影响

雨，预先用防水布搭建挡雨帐篷，并保持蒸发器皿四周通畅，雨后及时撤除防水布，避免蒸发期间降雨的

影响。

水样A 、B 中的盐分数据分析均采用表层水体，氢氧同位素数据分析则包括表层水体和垂线均匀水体。阴阳离子在中国地质大学环境学院实验中心测试，阴离子测试仪器为离子色谱（仪器型号：ICS1100），精度OES （仪器型号：ICAP6300），精度为0. 01mg /L；电导率（E C ）采用美国为0. 1mg /L；阳离子测试仪器为ICP-哈希公司生产的HACH 便携式多参数测试仪（仪器型号：HQ30d ）现场测试，精度为0. 01mS /cm；碱度采用滴定法测试。氢氧同位素在中国地质大学生物地质与环境地质国家重点实验室测试，测试仪器为液态水同位

35-EP ），测试结果为相对于维也纳平均海洋水（VSMOW ）的千分偏差，用δ/‰表示：素分析仪（IWA-

第5期马斌，等：华北平原典型区水体蒸发氢氧同位素分馏特征

641（1）

δsample =

式中

Ｒsample －ＲVSMOW

×1000‰

ＲVSMOW

Ｒ为采集的水样及维也纳平均海洋水中同位素丰度的比值（D /H和18O /16O ）。δD 测试精度为±0. 6‰，

18

δO 测试精度为±0. 2‰。

2实验结果分析

水体蒸发同位素分馏实验中，很重要的一点是观测剩余水中氢氧同位素值和剩余水比率f （剩余水体积

占全部水体积的比率）的关系。同时测试了剩余水体的电导率值及主要离子含量，具体如表1所示。

表1

18

A 、B 水体δD 、δO 及主要离子含量测试结果

Table 1Concentrations of isotopic composition and major solute in water A and B

A 水体

f δD /‰1. 000. 930. 900. 850. 830. 800. 730. 710. 620. 560. 510. 420. 33

－81. 2－78. 6－75. 0－70. 5－66. 9－65. 3－57. 0－52. 9－41. 5－36. 6－28. 9－14. 1－0. 1

表层水A1

δO /‰－10. 7－10. 2－9. 0－7. 6－7. 5－6. 7－5. 2－4. 4－1. 5－0. 50. 63. 36. 4

18

－

E C /SO 2HCO 3－/TDS /Na +/Ca 2+/Mg 2+/Cl －/4/

－1－1－1－1－1

（g ·L ）（mg ·L ）（mg ·L ）（mg ·L ）（mg ·L ）（mg ·cm －1）·L －1）（mg ·L －1）（mS

垂线均匀水A2

∑E /cmδD /‰

03. 14. 56. 57. 89. 012. 113. 117. 319. 822. 026. 330. 3

－－－－70. 2－67. 6

－－56. 4－53. 7－－－－－

δ18O /‰

－－－－8. 1－7. 5－－5. 4－4. 7－－－－－

0. 61－－－－－－－－－－－－

205. 9211. 4227. 7230. 5236. 6252. 1272. 8276. 8342. 5362. 5418. 5574. 5

－

7. 67. 98. 08. 58. 48. 37. 78. 310. 710. 712. 216. 3

－

3. 23. 33. 53. 73. 63. 84. 14. 35. 15. 36. 28. 4－表层水B1

187. 3193. 6201. 3211. 7220. 2228. 9225. 9260. 3296. 8319. 2360. 0466. 1

－

130. 8135. 4141. 3148. 7154. 3160. 5159. 2185. 5184. 2199. 5230. 0299. 9

－

141. 9－－－－－－－－－－－－

1. 081. 081. 111. 201. 211. 271. 381. 421. 731. 892. 082. 61

－

B 水体

f δD /‰1. 000. 940. 900. 860. 820. 800. 720. 700. 590. 530. 490. 390. 29注：

－77. 2－76. 0－72. 4－68. 1－63. 5－61. 6－54. 4－51. 7－38. 6－33. 7－24. 7－8. 212. 8

垂线均匀水B2

－

SO 24/

δO /‰－10. 4－9. 5－8. 7－7. 8－6. 7－6. 1－4. 7－3. 9－1. 100. 94. 89. 3

18

TDS /Na +/Ca 2+/Mg 2+/

（g ·L －1）（mg ·L －1）（mg ·L －1）（mg ·L －1）7. 97－－－－－－－－－－－－

1619. 11632. 31737. 61834. 21981. 82001. 92191. 22367. 92636. 83009. 63358. 44387. 25857. 6

288. 8291. 9285. 4275. 0281. 6275. 3290. 7307. 5344. 6381. 2434. 1558. 6747. 2

504. 6506. 2540. 5563. 6580. 1590. 7640. 4668. 8861. 0973. 41111. 81432. 31923. 2

Cl －/

（mg ·L －1）3431. 43532. 13679. 53917. 84107. 34194. 34739. 14963. 46337. 56704. 1－10374. 013981. 7

HCO 3－/）（mg ·L

－1

E C /

·cm ）（mS

－1

（mg ·L

－1

）

∑E /cmδD /‰

02. 74. 76. 88. 29. 612. 813. 918. 821. 623. 627. 932. 4

－－76. 2－72. 3

－－－61. 7－－51. 8－－－－－

δ18O /‰

－－9. 4－8. 8－－－6. 1－－4. 2－－－－－

2036. 52106. 42201. 02354. 52471. 52539. 02932. 33078. 73463. 43753. 9－5975. 38255. 5

167. 8－－－－－－－－－－－－

11. 6111. 7812. 1812. 7412. 9713. 5514. 5715. 0518. 2220. 1222. 2027. 8035. 20

∑E 为相对于初始时刻的累积蒸发量，cm 。

642

水科学进展第26卷

18

蒸发实验进行的程度较深，A 水体剩余水比率f 达到0. 33，相应表层水（A1）δD 、δO 变化范围为－81. 2‰～－0. 1‰和－10. 7‰～6. 4‰；B 水体剩余水比率f 达到0. 29，相应表层水（B1）δD 、δ18O 变化范18

围为－77. 2‰～12. 8‰和－10. 4‰～9. 3‰；表层水（A1和B1）的δD 、δO 均随着剩余水比率的减少而逐渐

18

富集，当f 小于0. 5时，表层水δO 由负值转变为正值。垂线均匀水体（A2、B2）采集受人为干扰的影响，18

两种水体均成功采集4个水样。A2的4个水样δD 、δO 算术平均值分别为－61. 98‰、－6. 43‰，略低于

18

相应表层水A1（－61. 83‰、－6. 18‰）；B2的4个水样δD 、δO 算术平均值分别为－65. 50‰、－7. 13‰，

略低于相应表层水B1（－65. 43‰、－7. 05‰）。

SO 4·Na 和Cl-SO 4·Na-采集的地下水A 、B 均呈碱性，pH 值分别为9. 2和7. 7，水化学类型分别为Cl-－

Mg 型水（舒卡列夫分类）。蒸发期间剩余水中主要离子含量的变化趋势表现为：Na +、Mg 2+、Cl －、SO 24含2+

量均随着剩余水比率的减小而逐渐增加，平均浓缩倍数A1和B1分别为2. 55和3. 89；Ca 含量总体呈增加

2+2+

趋势，部分数值出现小幅度减小，B1水体中Ca 浓缩倍数（2. 59）明显低于其他离子，可能是因为Ca 沉淀造成的，在实验期间发现B 水体容器底部出现白色CaCO 3沉淀物。剩余表层水体（A1、B1）的电导率值（E C ）

变化范围分别为1. 08～2. 61mS /cm和11. 61～35. 20mS /cm。33. 1

讨

论

实验及模拟剩余水体氢氧同位素值和剩余水比率的关系

18

本次实验中剩余水的δD 、δO 与剩余水比率f 之间的变化关系如图2所示。淡水表层水（A1）及咸水表

18

层水（B1）的δD 、δO 均随着剩余水的减少而逐渐富集，且随着剩余水比率f 的减小呈指数增长（表2）。同

时这种指数变化可用下式表示式中

［4］

：

1818

δO =a ln f +δ0O

（2）

a 为蒸发分馏方程回归斜率；f 为剩余水比率；δ018O 为初始水体δ18O

。

（红色虚线为A1水体拟合曲线，灰色实线为B1水体拟合曲线）

图2表2

18

剩余表层水δD 、δO 与剩余水比率f 的关系

Fig. 2Ｒelationshipbetween δD and δ18O in residual superficial water and residual water ratio f

18

剩余表层水δD 、δO 与剩余水比率f 的关系

Table 2Ｒelationshipbetween δD and δ18O in residual superficial water and residual water ratio f

水样编号A1B1

数量1313

δD =a ln f +δ0D a －76. 8020－75. 1947

δ0D －81. 56－79. 05

a －15. 9927－15. 9796

δ18O =a ln f +δ180O

δ180O －10. 35－10. 08

平均相对湿度/%

58. 4

平均温度/℃

19. 6

一些经典文献中的研究结果显示，在瑞利平衡蒸发条件下，剩余水的氢氧同位素组成与剩余水比率服从

［21］

瑞利公式。瑞利蒸发模型是英国科学家瑞利（Ｒayleigh）讨论两种液体混合物的蒸馏过程时提出来的一种模

第5期马斌，等：华北平原典型区水体蒸发氢氧同位素分馏特征

643

型

［22］

，它的假定条件是蒸气从液相中蒸发出来后，立即从系统中分离出去，并进而讨论残留溶液中两种液

体比值的演化过程。若将两种不同的同位素水分子看成两种不同的液体，则可以应用瑞利蒸发模型进行水蒸发过程中氢氧同位素分馏的研究。

［13-14］

。假设水在蒸发在实际蒸发过程中，平衡分馏和动力分馏共同作用下水的分馏过程可以模拟出来

18

过程中温度不变（T =20℃），水中δO 初始值为－10‰，模拟出大气相对湿度（h ）从90%逐渐减低至0%的

（每次降低10%）水中18O 的分馏过程，结果如图3所示。为了对比，同时给出了在相同温度下（T =20℃）瑞

23］利平衡蒸发分馏模式模拟的结果。模拟的具体计算过程参考文献［对稳定同位素分馏的描述。

18

模拟结果显示，剩余水δO 随着剩余水比率f 的减小呈指数增长规律；随着相对湿度h 的增加，剩余水18

中δO 随剩余水比率f 的变化率逐渐减小。

18

根据式（2）计算出不同湿度条件下，在20℃时O 蒸发分馏回归方程斜率a 值的变化范围为－24. 0427～－9. 8038，具体如表3所示

。

表3计算出的不同相对湿度下的蒸发分馏回归方程斜率a 值

Table 3Simulated evaporation fractionation factor

（a ）changing with relative humidity

相对湿度/%

[1**********]

a －24. 0427－22. 6175－21. 1925－19. 7678－18. 3434－16. 9194－15. 4956－14. 0721－12. 6490－11. 2262－9. 8038

δ180O －10. 18－10. 16－10. 14－10. 12－10. 10－10. 09－10. 07－10. 06－10. 05－10. 04－10. 03

图3不同相对湿度下剩余水中δO 随剩余水比率f 的关系（T =20℃）

18

60708090瑞利平衡蒸发

Fig. 3Ｒelationshipbetween δ18O and f in residual water

under different relative humidity （T =20℃）

整个实验期间平均相对湿度为58. 4%，平均温度为19. 6℃，淡水和咸水室外器皿蒸发分馏方程回归斜

率分别为－15. 9927和－15. 9796（表2），处于大气相对湿度为50%～60%时的模拟蒸发结果－16. 9194～－15. 4956之间（表3）。模拟结果采用考虑动力条件下的瑞利模式，与用式（2）计算出的常数项δ0存在微小

18

差异，因此，模拟结果可以用式（2）作为水在蒸发过程中δD 、δO 与剩余水比率f 指数关系的近似表达。此外，A1和B1的指数回归方程中的斜率a 基本一致，说明本次实验中咸水对蒸发分馏的影响不明显。

3. 2剩余水体氢氧同位素的关系

18

在水的蒸发富集过程中，剩余水体富集重同位素，在δD 与δO 关系图中，趋势沿着斜率小于8的蒸发

18［24］

线展布，如图4（a ）所示。其蒸发线严重偏离了全球大气降水线（GMWL ，δD =8δO +10，Craig ），说明蒸发过程中氢氧同位素分馏作用显著。剩余表层水A1和B1的氢氧同位素蒸发线方程为

B1：δD =4. 69δ18O －31. 64，（Ｒ2=0. 997）（3）

［8］18

王永森等基于瑞利分馏模式推导了自由水体蒸发线斜率理论方程，认为在δD 与δO 关系图中，蒸发线的斜率与蒸发时的湿度和温度有关。本次实验期间空气相对湿度平均值为58. 4%左右，平均温度为19. 6℃（表2），A1、B1蒸发线斜率分别为4. 78和4. 69，二者基本一致，且均处于王永森等［8］计算出的淡水蒸发线斜率3. 97～6. 63之间（湿度为30%～80%，温度为15～35℃）。

1818

图4（b ）为剩余水比率为f 时，剩余水中表层水的δD 、δO 与相应初始水体δD 、δO 差值的关系，分别

181818

用ΔδD 和ΔδO 表示。可以看出，A1和B1剩余水的δD 、δO 增量在ΔδD 与ΔδO 关系图中呈显著线性相关，其线性拟合方程为

A1：δD =4. 78δ18O －31. 96，（Ｒ2=0. 996）

644

水科学进展第26卷

A1：ΔδD =4. 82Δδ18O －2. 33，（Ｒ2=0. 996），B1：ΔδD =4. 76Δδ18O －4. 03，（Ｒ2=0. 998）（4）

18

从式（4）可以看出，剩余表层水中，淡水和咸水体的ΔδD 分别为ΔδO 的4. 82倍和4. 76倍，主要由于

1818

水体在蒸发过程中，H 2O 和HDO 蒸汽压的差别使剩余水中的稳定同位素D 和O 分馏不成比例造成。而在

平衡蒸发条件下，这个值约等于8. 0

［25］

。

（ΔδD 和Δδ18O 表示剩余水比率为f 时，剩余水与初始水氢氧同位素值的变化量；

红色虚线为A1水体拟合曲线，灰色实线为B1水体拟合曲线）

图418

剩余表层水δD 、δO 关系

Fig. 4Ｒelationshipbetween δD and δ18O values of residual superficial water

3. 3

剩余水体氢氧同位素与蒸发量的关系

剩余水体中氢氧同位素值与蒸发量的关系如图5所示。其中，图5（a ）、图5（b ）分别表示淡水表层水体（A1）

18

和咸水表层水体（B1）氢氧同位素值与累积蒸发量的关系，二者呈现显著正相关关系。A1的δD 和δO 变化范围分

18

别为－81.2‰～－0. 1‰和－10. 7‰～6. 4‰，相应的蒸发量为0～30. 3cm ；B1的δD 和δO 变化范围分别为－77. 2‰～－12.8‰和－10.4‰～9.3‰，相应的蒸发量为0～32.4cm 。随着蒸发的持续，剩余水体重同位素的富集速

虚线为A1水体拟合曲线，实线为B1水体拟合曲线。

图518

剩余表层水δD 、δO 与蒸发量的关系

Fig. 5Ｒelationshipbetween δD and δ18O values of residual superficial water and amount of evaporation

第5期马斌，等：华北平原典型区水体蒸发氢氧同位素分馏特征

645

率呈逐渐增大趋势。与初始时刻水体的氢氧同位素相比，累积蒸发量越大，剩余水体越富集重同位素。整个蒸发

18

过程中，剩余水A1相对于初始水δD 和δO 的变化量对累积蒸发量的关系分别为2. 68‰/cm和0. 56‰/cm；剩余

18

水B1相对于初始水δD 和δO 的变化量对累积蒸发量的关系分别为2. 78‰/cm和0. 61‰/cm。

图5（c ）、图5（d ）分别表示A1和B1剩余表层水体在各个时段蒸发前后氢氧同位素值的平均变化量与相

应蒸发量的关系（以4d 累积变化量计）。结果表明，在不同的蒸发时段内表层水体氢氧同位素值的变化量与相应蒸发时段内的蒸发量无明显相关性。如在8月3日至8日期间，表层水体B1在每隔4d 的

∑ΔδD 和

∑Δδ18O 分别为3. 07‰和0. 73‰，每隔4d 累积蒸发量∑ΔE 为0. 93cm ；在8月9日至13日期间，每隔4d 的∑ΔδD 和∑Δδ18O 分别为1. 52‰和0. 48‰，每隔4d 累积蒸发量∑ΔE 为1. 1cm ；而在10月21日

18

至11月22日期间，平均每隔4d 的∑ΔδD 和∑ΔδO 分别为2. 55‰和0. 55‰，每隔4d 累积蒸发量∑ΔE 只有0. 55cm 。蒸发分馏是各种气象要素同时综合影响的复杂过程，出现这种现象的原因，可能由于

在不同的蒸发时段，气象要素如气温、空气湿度等的变化造成。3. 4水体蒸发氢氧同位素分层现象

水的蒸发分馏只发生在水体表面，造成表面水体富集重的氢氧同位素。包为民等通过室内和室外蒸发皿水面蒸发的研究，观测到了同位素分馏在垂线上存在微小的分层现象。自然界的静止水体，不同深度上垂向水体的氢氧同位素组成常存在差异，尤其是在深度较大的湖泊水体中，同位素具有明显的分层为指示天

［26-27］

。本次实验，各蒸发时段剩余水体中表层然水体的补排与循环交替、示踪水的不同补给源提供了帮助

水和垂线均匀水同位素差值（τA 和τB ）结果如图6所示。表层水与垂线均匀水氢氧同位素的差值平均值A

1818

水体中τδD 为0. 15‰，τδO 为0. 25‰，B 水体中τδD 为0. 08‰，τδO 为0. 08‰，低于仪器测试精度（δD

18

测试精度为±0. 6‰，δO 测试精度为±0. 2‰）。由于蒸发器皿深度较小，只有50cm 左右，受水分子同位素扩散的影响，垂线上氢氧同位素分层微弱。此外，较高的盐分含量对水面蒸发分馏的分层效应会产生怎样

［1］

的影响，需要增加一系列更大盐度的水体进行进一步实验研究

。

（虚线和实线分别表示A 、B 水体中，表层水与垂线平均水氢氧同位素的差值平均值）

图6A 、B 水体中氢氧同位素的分层

Fig. 6Hydrogen and oxygen isotopic stratification in water A and B

3. 5剩余水体氢氧同位素和盐分含量的关系

18

与淡水相比，咸水体在蒸发过程中，随着盐分的不断积累，其影响表现为剩余水δO 与f 的关系曲线产

［9，28］

。图2结果显示，咸水B1剩余水δ18O 与f 的关系曲线并未产生向下的弯曲。Sofer 和生向下的弯曲

Gat ［28-29］探讨了25℃时KCl 、NaCl 、MgCl 2混合溶液中的盐效应，结果显示对稳定同位素D 和18O 的蒸发分馏2+18

盐效应较敏感的离子为碱土金属Mg 和Ca ，且当M （M g ）为52mmol /L（1248mg /L）时，对δO 分馏造成的182+

影响仅为0. 06‰；阴离子对O 分馏产生的盐效应不大。本次实验所用的咸水TDS 为7. 97g /L，M （M g ）只18

有21. 0～80. 1mmol /L（504. 6～1923. 2mg /L）（图7），对δO 分馏造成的影响为0. 02‰～0. 09‰，低于实验仪器的测试精度。

646

水科学进展第26

卷

图7剩余表层水同位素与离子含量的关系

Fig. 7Ｒelationshipbetween isotopic composition and concentrations of solute in residual superficial water

本文在华北平原典型区采集两种不同盐度天然水体，在当地气候条件下开展室外器皿蒸发实验，由于实验过程中所有水体的盐度较低，对蒸发分馏的影响并未超过仪器的测试精度，可以忽略不计。盐分对水体蒸发过程中氢氧同位素分馏的影响，是一个综合而复杂的过程，还有待在今后研究中进一步提高和完善。4

结

论

18

水体器皿蒸发氢氧同位素分馏结果显示，淡水和咸水中δD 和δO 的蒸发线斜率分别为4. 78和4. 69，18

小于全球大气降水线斜率，说明氢氧同位素蒸发分馏显著。实验结果显示，淡水及咸水剩余表层水δO 与1818

剩余水比率f 指数关系分别为δO =－15. 9927ln f －10. 35和δO =－15. 9796ln f －10. 08与瑞利分馏模拟结18

果一致。相对于初始水δD 和δO 的变化量对累积蒸发量的关系，淡水分别为2. 68‰/cm和0. 56‰/cm，咸水分别为2. 78‰/cm和0. 61‰/cm，而在不同的蒸发时段，由于水体表面温度和空气湿度无规律的波动，导18

致表层水δD 和δO 的变化量与蒸发量无明显相关性。本文深层淡水和浅层咸水的盐度较低，其盐效应对蒸发分馏的影响低于仪器测试精度。该研究可为进一步探讨水体蒸发过程中同位素分馏的研究，尤其是咸水体

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Characteristics of fractionation of hydrogen and oxygen isotopes in evaporating

water in the typical region of the North China Plain *

MA Bin 1，2，LIANG Xing 3，JIN Menggui 4，LI Jing 1，NIU Hong 1

（1．School of Environmental Studies ，China University of Geosciences ，Wuhan 430074，China ；2．Key Laboratory of Ministry of Land and Ground Fissure Disaster ，Nanjing 210018，China ；3．Hubei Key Laboratory of Wetland Evolution ＆Ecological Ｒestoration，School of

Environmental Studies ，China University of Geosciences ，Wuhan 430074，China ；4．State Key Laboratory of Biogeology and

Environmental Geology ，China University of Geosciences ，Wuhan 430074，China ）

Abstract ：To study the characteristics of fractionation of hydrogen and oxygen isotopes in evaporating water in Heng-shui ，a typical region of the North China Plain ，two sets of outdoor water evaporation experiments with different salini-ties were conducted under local meteorological conditions．Water was collected from deep fresh water （TDS =0. 61g /L）and shallow saline water （TDS =7. 97g /L），respectively．The experimental results showed an exponential relationship between δD and δ18O in residual water and f （the volume ratio between the residual water and the initial water ），which was in agreement with Ｒayleighfractionation model results．The slopes between δD and δ18O in the residual surface water were 4. 78and 4. 69for the fresh water and saline water ，respectively．It was also shown that the aver-age degrees of enrichment of the hydrogen isotope D were 4. 82and 4. 76times those of the oxygen isotope 18O in the fresh water and saline water ，respectively．The ratios between the δD and δ18O variations of the residual surface water and the evaporation were 2. 68‰/cmand 0. 56‰/cm，respectively ，for the fresh water ；and were 2. 78‰/cmand 0. 61‰/cmfor the saline water during the experiment period．Nevertheless ，the ratios at different evaporating times had no significant correlations with each other．Isotopic statification was rarely observed in different water layers due to the diffusion effect of water molecules．Moreover ，the salt effect on the stable isotopic fractionation during the pan e-vaporation experiment under the typical climatic conditions was negligible ，probably due to the low salt concentration in the saline water．

Key words ：water evaporation ；hydrogen and oxygen isotopes ；frationation ；North China Plain

*The study is financially supported by the National Basic ＲesearchProgram of China （No. 2010CB428802）．