当前世界环境

介绍

很明显，土地和水资源的任何一方的开发都会影响对方的数量和质量，因为地表水和地下水的相互作用有多种形式，并可能导致彼此质量的变化。因此，有效的土地和水管理需要清楚地了解地下水和地表水之间的联系，而同位素可能是实现这一目标的潜在工具。由于不同的水文过程，水体中氢、氧同位素的组成在时间和空间上是不同的。因此，水的起源和循环可以通过氢、氧同位素丰度来追溯。¹研究人员利用同位素和水化学对地表水-地下水相互作用进行了各种研究。^{2 - 10}

湖水的同位素比值与入湖河水的同位素比值大体相似。在没有出水口的特殊情况下，湖水的同位素比例通过蒸发以及与大气水分的同位素交换而改变。在湖泊中，流入和湖泊降水的供水量与流出(包括底部渗漏)和蒸发的总和相平衡。如果蒸发速率相当大，大约超过流出量的百分之几，则这种变化就会变得显著，湖水的同位素比率通常会升高。在这种情况下，d的变化率¹⁸O受相对蒸发程度和同位素交换的控制。克雷格和戈登(1965)¹¹从理论上讨论了蒸发和同位素交换是同时发生的，它们所给出的模型已应用于许多湖泊研究(如Sakai和Matsubaya, 1977)。¹²

Hemavathi运河的左岸有一系列湖泊，距离Tumkur市20公里，这些湖泊既有明确的也有未明确的。¹³该地区降雨时空变化不均匀，存在连续多年不降雨的情况。这些湖泊位于半干旱区，蒸发速率高，因此地下水补给似乎是最好的蓄水方式。岩石风化破碎，有多条岩脉。湖泊位于硬岩区，下伏岩石断裂。¹³因此，有必要确定地下水的流向和流量。在硬岩区，分析不像冲积区那么简单，由于传统的分析方法可能无法发挥作用，需要同位素方法等专门技术。为此，利用环境同位素技术对该系列湖泊之间的地下水流动路径进行了追踪。

方法

水样从4个确定的湖泊(Kadaba、Belavatta、Pura和Nittur)中采集，地下水样本从湖泊外围的浅手泵/管井中采集，具体情况见表1。还采集了雨水样本。在取样过程中记录了所有样品的经纬度、海拔和电导率。

样品采集后，在美国国家水文研究所(NIH)的实验室进行稳定同位素分析。

采用双入口同位素质谱仪计算d¹⁸所有收集样本的O值，从而解释地下水的来源以及运河和地下水的解释。

结果与讨论

同位素组成(δ¹⁸0)，地下水在-2.97 ~ +4.85‰范围内，地表水在-0.8 ~ 4.63‰范围内(表2)。

下半区地下水L2G2: -2.97‰，L1G2: -2.86‰，L1G1: -2.9‰。水的初始同位素组成必须小于-2.97‰，例如-3.0‰(或只有在回灌过程中发生蒸发时才等于-2.97‰)。在L2S1、L3S1、L1S1和L4S1值分别为-0.8‰、+3.13‰、+4.47‰和+4.63‰的测点观测，湖水的同位素组成可能由于蒸发作用而趋于富集。

表1:样本收集细节 点击这里查看表格

一般来说，湖水的盐度比附近的地下水要低。湖水盐度从390 mS/cm到610 mS/cm不等，地下水盐度从430 mS/cm到1350 mS/cm不等。湖址L4S1的样品显示了良好的蒸发程度(δ¹⁸O= 4.63‰)，盐度(EC)为390 mS/cm。这意味着，在没有蒸发的情况下，期望盐度将远低于390 μS/cm。

因此，淡水(不受蒸发、混合和污染)的初始组成可以认为EC <390 mS/cm和d¹⁸O数据~-3.0‰。利用这个初始值，可以评价地表水和地下水的形成。

L3G1带着δ落在L4的下端¹⁸O(4.85‰)和EC (430μS/cm)略高于L4S1 (δ¹⁸O =4.63‰，EC =390μS/cm)。这种富集(比具有δ¹⁸O=4.65‰)可能导致其盐度富集10%。这两种水相对于原始水都高度蒸发了。δ¹⁸L3S1水的O值为3.13‰，比L3G1水轻(δ¹⁸O =4.85‰)，但与初始组成相比-3.0‰富集。这种水由22%的-3‰淡水和78%的4.85‰同位素组成地下水混合而成。因此，在L4补给的地下水至少会继续流向下游，直到L3。地下盐的溶解可能导致L3G1和L3S1点之间的地下水盐度增加，高于430mS/cm，但由于淡水稀释(22%)，在L3S1处没有看到盐度的增加。

在L2G1取样的地下水具有δ¹⁸0 ~ -3.0‰，比L3G1贫得多。如果它是通过地表水体形成的(类似于L3G1，但表面来源为δ)¹⁸O ~ -3.0‰)，则盐度远低于430μS/cm。因此，只能解释为当地降水补给而形成的地下水。得到EC =430μS/cm， δ¹⁸研究区因降水可取0 = -2.97‰作为新鲜补给地下水。

表2:同位素组成(δ¹⁸0‰)和盐度。

δ¹⁸L2S1的O(= -0.8‰)相对于δ显著富集¹⁸L2G1的0(= -2.97‰)这种富集预计会使L2S1的矿化度增加到接近1000 mS/cm，与δ相似的L2G2相似¹⁸(= -0.7‰)。而L2S1的EC要低得多，为610 μS/cm。盐度的降低只能通过降水加入淡水或与L4或L3有关来解释。

地表水在L1S1 (δ¹⁸O = 4.47‰)，如果直接与L2S1 (δ¹⁸O = -0.80‰，EC= 610μS/cm)，则预计其EC >610 μS/cm。而L1S1的EC为430mS/cm。这说明L1S水体是通过降水直接被填满的，在较小程度上可能是上游水体的地表径流。此外，它与附近的地下水没有联系。否则，L1G1也会有类似的δ¹⁸O和EC与L1S1相同。

L1 G2有δ¹⁸O与L1G1非常相似，但其EC (=810 mS/cm)远低于L1G1的EC。这表明L1G2的地下水盐度有冲刷作用。因此，预计L1G2的地下水将在其西北地区得到补给，并冲刷当地的盐度，作为基流排入L1湖。

结论

湖水同位素组成的富集主要是由于该地区的蒸发作用。与附近的地下水盐度相比，湖水的盐度较低。地下水在尼图尔湖得到补给，继续向下游流动，至少一直流到普拉。地下水盐度的增加可以在地下水和地表水之间看到(可能是由于地下土壤的溶解)。在Belavatta取样的地下水发现是由当地降水而不是地表水补给的。卡达巴(Kadaba)的蓄水主要是由于降水，也有一定程度的上游径流。湖-地下水(如普拉遗址)和地下水-湖-水(如卡达巴遗址)之间有着密切的联系。

因此，预计这一程序将从根本上增加使用的责任制，并有助于规划适当的地下水供应，并将提供一种全面的办法来促进最大限度的农业产出和工业增长。

确认

作者感谢鲁尔基国家水文研究所所长的支持和鼓励。

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