Các quá trình vật lý và hóa học của hồ - Chương 5 pot

Ch¬ng 5
Nh÷ng chÊt ®ång vÞ bÒn v÷ng trong hå níc
230

ngọt v nớc mặn
5.1 Lời giới thiệu
Việc lm giầu lên của những đồng vị nặng (H2
18
O v HDO) trên mặt nớc v
mặt hồ, thực sự đã đợc quan sát trong suốt quá trình nghiên cứu sự thay đổi
của các chất đồng vị bền vững trong chu kỳ thuỷ văn, từ thời kỳ đầu (Rankama
1954). Craig (1961a) để ý rằng những t ấu t o đồng vị của nớc từ
những hồ ở Châu
hnh phần c ạ
Phi đã bị thay thế đồng vị -
18
O trong -D có liên quan tới
một " dấu hiệu" để nhận biết sự đóng góp của nớc hồ vo nớc ngầm (Payne
bốc hơi của nớc. Trớc đó , phơng pháp ny đã đợc kiểm
á
trình chuyển tiếp từ lỏng sang hơi. Do sự chênh lệch khí áp giữa các chất đồng
vị (cái đợc gọi l ảnh hởng của trạng thái cân bằng đồng vị). V một tác động
nữa (thờng đợc gọi l tác động của động lực học hay sự vận chuyển các chất
đồng vị) đó l kết quả của sự khác nhau về tốc độ lan truyền của các đồng vị
phân tử nớc thông qua lớp biên không khí.
Hình 5.1 cho ta thấy giản đồ quan hệ giữa hồ v môi trờng. Sự thay đổi của
các chất đồng vị bền vững theo cách: một phần tử bề mặt nớc tiếp xúc với khí
quyển có thể đợc diễn toán theo công thức sau:
thnh phần dòng chảy của các loại nớc ngọt khác, m cấu trúc thnh phần
của chúng tuân theo đờng nớc khí tợng (MWL).

Việc lm giầu lên của các loại đồng vị nặng ny đã đợc sử dụng rộng rãi nh
1981; Darling cùng một vi ngời khác 1990; Krabhenhoft cùng vi ngời khác
1990). V hơn thế nữa, nó cũng l một phép đo về cân bằng của nớc hồ, đặc
biệt l đo khả năng
nghiệm lại bởi Dincer (1968), nhóm của Gat (1968), Pearson v Coplen(1978),
Moser v Rauert (1980), Gat (1981), Zuber (1986) v những ngời khác đã tóm
tắt lại đề ti nghiên cứu ny.
Cơ sở cho "dấu hiệu của chất đồng vị dễ bay hơi " trên bề mặt nớc l sự phân
đoạn các đồng vị, xảy ra ngay tại mặt tiếp xúc giữa không khí-nớc v kèm
theo quá trình bốc hơi. Theo Craig v Gordon (1965; Merlivat v Coartic cũng
nhìn nhận vấn đề tơng tự 1975 ). Sự phân đoạn bị tác động bởi hai thnh
phần: do một thực tế l các chất đồng vị sáng hơn đợc thích ứng trong qu
cLin
L
EoutFinF
dt
Vd
GGG
G
.).().(
).(

(1)
trong đó: V = thể tích cần nghiên cứu
F(in) = tổng lợng nhập (nh lợng giáng thuỷ, các dòng chảy mặt, v
lợng chảy ra của nớc ngầm )
F(out)= tổng lợng tiêu hao ( bao gồm cả lợng nớc ngầm bị rò rỉ v
lợng nhập vo sông )
E = lợng bốc hơi
231

GL, Gin, v Gc = theo thứ tự l những thnh phần cấu tạo của đồng vị
bền vững trong nớc hồ, nớc ngầm trong khe núi, v dòng bốc hơi.
Bảng 5.1. Sự lm giầu những đồng vị kim loại nặng trong các trờng hợp
Trờng hợp 1: ao hồ khô cạn, chất dồng vị ở trạng thái ổn định.
( không có trạng thái thuỷ văn ổn định trong trờng hợp ny)
kaass
C
h
h
hh
)1(
)(
000

'
H
GGG
H
GGGG
trong đó
*
0
HGG

a
h
Ch
k
)).(1(

*

'
H
G
Trờng hợp 2: Các yếu tố thuỷ văn v chất đồng vị ở trạng thái ổn định trong trờng hợp hồ cạn
trong đó
Trờng hợp 3: Các yếu tố thuỷ văn v chất đồng vị ở trạng thái ổn định trong trờng hợp hồ có dòng chảy qua
kinainainss
Chhh )1(()(
*
'
HGGHGGGGG
*
HGG

ina
))(1(
*
k
Ch '
HG
ằ
ẳ

ô
ơ
ê

á
ạ
ã
ă
â
Đ




ắ
ẵ

đ



á
ạ
ã
ă
â
Đ

'
h
h
E
inF
C

h
h
h
h
h
E
inF
h
kinaina
inss
)1(
.
)(
1
)1(
)1(
.
)(
1
H
GG
H
GG
GGG
trong đó:
*
HGG

ina
ằ

ẳ

ô
ơ
ê


'
E
inF
hh
Ch
k
)(
).1(
))(1(
*
H
G
h, chiều cao lớp ẩm, Ga thnh phần đồng vị của độ ẩm không khí, G0 thnh phần đồng vị ban đầu của nớc khi
ở thể hơi, Gin thnh phần đồng vịcủa dòng nhập, Gss thnh phần đồng vị ở trạng thái ổn định của hồ, H* , Ck
lần lợt l nhân tố ảnh hởng đến trạng thái cân bằng của đồng vị v hằng số động lực học.
______________________________________________________________
Trong mặt cắt 1.1, cho ta phơng pháp giả quyết phơng trình cân bằng ny.
đợc tích luỹ phía Bảng 5.1 cho ta công thức (2) về sự ho tan của các đồng vị
đáy hồ, nơi có chế độ ổn định v phơng pháp để lm khô những vùng bị ngập
nớc. Tuy nhiên, tại vị trí quan trắc thực tế hiếm khi gặp đợc trạng thái ổn
định của nớc. Không chỉ ở những hệ thống mặt nớc thay đổi điển hình, do
quá trình mang tính ngẫu nhiên, m còn do cả tính thay đổi theo mùa vốn có
đối với thnh phần đồng vị bền vững của cả dòng nhập v độ ẩm không khí,

trong cân bằng thuỷ văn v trong mối tơng quan giữa tốc độ dòng chảy vo v
tốc độ bốc hơi, giống nh trong chế độ tổng hợp của hồ. Cấu trúc của các đồng
vị trong hồ phản ánh mức độ thay đổi, theo cách đó mô hình trở nên phức tạp
hơn. Hầu hết những nghiên cứu hiện tại đã ngăn cản sự cố gắng để đa ra
232

những thông tin về những mẫu chiết của nớc dựa trên cơ sở thnh phần cấu
tạo đồng vị của các chất ho tan ổn định cơ bản. Sự thay đổi các số liệu, mùa
hoặc những thay đổi khác khi đó thờng hợp thnh lỗi trong phân tích, v l
nguyên nhân gây ra một vi đánh giá sai của phơng pháp cân bằng đồng vị
trong nghiên cứu hồ (Lewis 1970; Zimmerman v Ehhalt 1970).
Hình 5.1. Sự miêu tả của mối tơng quan về mặt thuỷ văn giữa một hồ v môi trờng của nó. X biểu thị
dòng trao đổi giữa nớc trên mặt v lợng ẩm trong khí quyển, v dấu suy ra sự trao đổi giữa lớp nớc
bên trên bị xáo trộn v tầng nớc hồ sâu.
Tuy nhiên, tính cực nhạy của một thnh phần cấu tạo đồng vị trong hồ với sự
thay đổi của môi trờng v những thay đổi của chế độ thuỷ văn có khả năng
đợc sử dụng phép đo giá trị nh giá trị của một dụng cụ đo lờng, cả trong
đầ
n
trờng hợp quan trắc trực tiếp môi trờng v sự thay đổi của các đại lợng
thuỷ văn. Nh một chỉ số của những đại lợng cổ, những ti liệu vẫn đang
đợc sử dụng thích hợp, giả sử nh các chỉ số về cacbonat trong trầm tích ở hồ
m (Stuiver 1970; Lemeille cùng những ngời khác 1983; Talbot 1990).
Trong phần sau của chơng ny, thnh phần cấu tạo của những đồng vị trong
các hồ khác nhau sẽ đợc thảo luận, dựa trên cơ sở phơng pháp luận về những
thông tin cần thiết có liên quan, đợc thể hiện ở phần 1.1. Những thông tin có
liên quan đến kho chứa nớc v động lực trong một hệ thống hồ có thể đợc
luận ra từ ti liệu về chất đồng vị. Những yếu tố cơ bản đầu tiên đợc áp dụng
để lm đơn giản hoá v đồng nhất hệ thống. Tiếp theo chúng ta sẽ chuyển sang
những vấn đề phức tạp hơn về hồ, với một cấu trúc phân tầng thẳng đứng, một

phạm vi rộng về địa chất hoặc với độ mặn cao.
Bất cứ lúc no cần, luôn có sẵn những mẫu về những nghiên cứu m trong đó
có sử dụng ti liệu về các chất đồ g vị phục vụ cho việc thu thập các số liệu về
nghiên cứu thuỷ văn hồ, cân bằng nớc, sự tơng tác giữa các chất với môi
trờng của nó. Chỉ có điều, trong rất nhiều trờng hợp nó chỉ thực hiện để chỉ
233

ra những phơng pháp tối u về mặt lý thuyết nghiên cứu đồng vị, có thể áp
dụng trong tơng lai.
5.1.1 Sự phân tán các chất đồng vị trong quá trình bốc hơi
xét về cân bằng vật chất còn tuỳ thuộc vo mối tơng quan
giữa (1) v dòng nhập có ngang bằng nhau không. Nghĩa l:
m=e. Trong
hợp khác, khi phải sử dụng đến lý thuyết mô hình của sự vận
Cách giải quyết công thức (1) tuỳ thuộc giá trị của thnh phần cấu tạo của chất
đồng vị trong (1) (
c ). Nó không tuân theo những nguyên tắc trong đo đạc.
Chúng ta chỉ có thể tìm thấy giá trị của nó trong một số trờng hợp đặc biệt, hy
hữu nh: khi sự bốc hơi l liên tục không gián đoạn (giống nh trờng hợp
thoát hơi nớc ở thực vật), hoặc nh trongtrờng hợp hồ ở trạng thái cạn kiệt,
khi đó việc xem
những trờng
chuyển hơi nớc từ bề mặt vo khí quyển.
Theo công thức của Craig v Gordon (1965)
c đợc cho bởi mối quan hệ:
^`
H
HGGD
G
'

)1(
) (
*
h
h
aL
e
(2)
hoặc có thể viết gần đúng dạng:
^`
h
h
aL
e



1
.
HGG
G
(2a)
trong đó: h l độ ẩm tơng đối, đợc chuẩn hoá hoặc đồng hoá với hơi nớc đã
bão ho ngay trên bề mặt chất lỏng.
G
a l hm lợng đồng vị của hơi nớc trong khí quyển
D
*,

D
lần lợt l hệ số trạng thái cân bằng v tổng đơn vị thnh phần phân
đoạn
H
*,
H
đợc xác định theo:
)1(
**
DH
v
)1(
D
H

Những tham số ny đợc liên hệ với nhau theo quan hệ:
*
HHH
'
Trong công thức về sự phân đoạn, do sự khuyếch tán của các phân tử nớc
thông qua lớp biên của không khí, đợc biểu diễn thông qua tham số
'H
. Để
biểu diễn tham số ny, dựa trên cơ sở lý thuyết về mô hình sức cản của
Langmuir, Craig v Grodon(1965) đã đa ra dạng công thức sau:
k
A
iA
A
B

iB
B
A
Ai
A
h 11)1(
.
U
U
U
U
U
U
U
H
ằ

ô
ô
ơ
ê
á
á
ã
ă
ă
â
Đ

á

á
ạ
ã
ă
ă
â
Đ
'
ƯƯ
Ch
h
.)1(
1)1(
T
U
U
U
U
U
{
á
á
ạ
ã
ă
ă
â
Đ

'

ằ
ẳ
ạ
(3)
trong đó
U
v
U
i lần lợt l sức cản chuyển động : ứng với ký hiệu i đứng trớc

234

l dnh cho các chất đồng vị đặc trng, còn ứng với ký hiệu (A v B) đứng trớc
l ở lớp khuyếch tán gần bề mặt phân giới v vùng nhiễu động bên trên nó. Vế
phải của công thức ny áp dụng khi công nhận không có sự phân đoạn tự nhiên
do sự chuyển động hỗn loạn của khí quyển. Vì thế giới hạn
0
á
á
ạ
ã
ă
ă
â
Đ
zAn
B
iB
U

U
v
Ư

UUT
A
k
iA
C{
á
á
ạ
ã
ă
ă
â
Đ
1
Â
U
U
Giới hạn đợc xác định trong khoảng: trong trờng hợp đa
đơteri vo phân tử nớc (giới hạn khoảng 13
0
/
00
) v trong trờng hợp phân tử
đợc dán nhãn O-18 (giới hạn l 15
0
/

00
). Với điều kiện phần tử gió điều ho
trong quá trình bốc hơi (giới hạn ny đợc đa ra bởi Merlivat - 1970).
Thờng thì các tham số giới hạn
G
a v h đợc đo hoặc đợc ớc lợng gần đúng
sao cho lớp ở bên dới có thể khuyếch tán. Vì thế
U
B nhỏ không đáng kể khi so
sánh với
U
A , v giới hạn thêm trong công thức (3) có thể đợc bỏ qua. Ta có thể
viết
'H
đơn giản hơn:
k
Ch).1( '
H
(3a)
Việc biểu diễn
'H
có thể đợc ứng dụng khi ta sử dụng những giá trị của các
phần tử giới hạn: h v
G
a (đợc đo bằng cột khí). Những giá trị ny không phải
l căn nguyên của sự hạ thấp mực nứơc trong cột khí, vì thế h v
G
a không
thay đổi theo chiều cao. Tuy nhiên, khi vấn đề ny đợc đa ra thảo luận trong
í.

ồng vị
ái niệm về sự trao đổi
những phần sau thì điều ny có thể sẽ không còn đúng nữa. Nh khi xét một
hồ lớn với dòng thăng l một thnh phần quan trọng trong việc cân bằng nớc
khí quyển hoặc dới những điều kiện it xáo trộn trong suốt cột kh
Một điều cần chú ý l: việc thnh lập công thức về thnh phần các chất đ
của thông lợng bôc hơi trong công thức (2) bao hm kh
ẩm giữa mặt hồ v khí quyển. Dòng không khí ẩm quay ngợc lại (dòng giáng)
trở thnh hiện tợng đặc trng nhất tại vùng biên của lớp ẩm không khí. Khi
xét xa hơn thì chú ý rằng, chúng ta sẽ bỏ đi một vi thnh phần cản gây ra sự
xáo trộn của chất lỏng theo phợng thẳng đứng.
Giả định trên không phải l lúc no cũng hợp lý, đặc biệt l trong điều kiện
lặng gió (theo Gat 1970 , Siêgnthale 1975 ).
Với
G
e có đợc từ công thức ( 2a) v do phơng trình cân bằng nớc dạng:
EoutFinF
dt
dV
)()(
(4)
Do đó công thức (1) có thể đợc viết lại nh sau:

ắ
ẵ

đ

)1(
)(
).(
)(
h
h
V
E
V
inF
dt
d
aL
Lin
L
HGG
GG
G
(5)
Công thức ny l cơ sở cho việc tính toán sự tích luỹ đồng vị trong các thuỷ vực
mặt.
235

Những giải pháp tơng đối đơn giản có thể đợc dùng cho hệ thống xáo trộn
mạnh mẽ với điều kiện thuỷ văn ổn định trong cả hồ có dòng chảy chảy qua v
hồ ở trạng thi gần cạn hay hồ đã khô cạn. Những giải pháp ny đợc thể hiện
ở bảng tóm tắt 1, v sẽ đợc thảo luận ở phần 2.
Hình 5.2: Độ dốc của dòng bốc hơi nh l một hm của các tham số trong phơng trình 6, cho 3
trờng hợp

'
d= (d
a
- d
n
)=-12.0 v +10%o , theo thứ tự l dòng MWL, dòng băng.
Trong việc so sánh những thay đổi tơng ứng giữa hai đồng vị, đặc biệt l H
v
18
O (những thnh phần dồi do ny theo thứ tự giống nh
G
D v
G
18, tơng
đơng với mức SMOW (nớc đại dơng trung bình tiêu biểu) (Craig 1961), nó
đợc xem nh không giống với những phân đoạn ở trạng thái cân bằng. ở đây
độ dốc
18
G
G
'
'

D
S
(trong đó
G
D
,
G

18
đối ngợc nhau trong không gian) đợc cho bởi
tỷ lệ của các nhóm nhân tố ở trạng thái cân bằng
H
D
*
/H
18
*
. Giá trị của tỉ lệ ny
dao động trong khoảng 7,54
y 8,64 với nhiệt độ dao động trong khoảng 0 y 35qC
(Majoube 1971). Khi nhiệt độ t
q=20qC nó dừng ở giá trị bằng 8, vì thế vo
khoảng cuối năm 1961,Craig đã đa ra định nghĩa về độ dốc của những ngấn
nớc trên băng. Theo một cách khác, có định nghĩa tơng tự về độ dốc của
những dòng thăng (của hơi nớc). Những đờng ny sẽ vạch ra những đờng
biến thiên của
G
trong quá trình bốc hơi.
236

>@
>@
IN
ina
D
ina
h
h

S
HGG
HGG



)(
)(
Từ công thức (5) ta có: (6)
Bởi vì độ lớn của C
k
cho tất cả các đồng vị đặc biệt l nh nhau (13 v 15%o
theo thứ tự cho D v O
-18
). Hệ số ny cho thấy rằng: độ dốc của dòng thăng l
không đáng kể so với độ dốc của "dòng ở trạng thái cân bằng ". Độ dốc của dòng
thăng theo công thức (6) phụ thuộc vo những tham số giới hạn của khí quyển.
Cụ thể l, độ ẩm v thnh phần của chất đồng vị trong hơi ẩm của khí quyển,
các nhóm đồng vị H
2
cho ta giá trị độ dốc của dòng thăng với
G
D
đối nghịch với
G
18
trong không gian nh hm số (G
a
- G
in

)
18
với những giá trị biến thiên của độ
ẩm v với những giá trị khác của
'd= d
a
- d
n
(ở đây d
a
v d
n
lần lợt l giá trị "
d-d" của độ ẩm không khí v lợng nhập vo thuỷ vực. Giá trị "d-d" đã
đợc Dansgaard định nghĩa v đợc tính bằng công thức: d=8
G
18
- G
D
.
Một khái niệm tơng tự cũng đợc Gat chỉ ra vo năm 1971, nhng do những
giá trị khác nhau của C
k
, cụ thể với Gat ông cho C
k
bằng 32 v 16%o lần lợt
ứng với
18
O v D. Ngay sau đó những giá trị 15 v 13%o xuất hiện v đựoc đánh
giá l thực tế hơn. Điều ny đợc lu ý trong trờng hợp khi m độ ẩm v dòng

nhập ở trạng thái cân bằng đồng vị. Tức l ở đây: d
a
- d
n
= - H
*
v d | 0 thì giá '
trị của S không phụ thuộc vo độ ẩm v đợc cho bởi tỷ số:


55.3)/(
18
**
|
k
D
k
CC
HH
. Đây l trờng hợp thờng xảy ra ở những vùng
nằm trong lục địa (Craig v Horribe 1967). Nó còn đợc mở rộng hơn với những
điểm đặc biệt nằm riêng lẻ. Sự phụ thuộc của độ dốc v độ ẩm thì ngợc lại. Độ
lm giầu thực (có liên quan tới giá trị ban đầu của
G
in
) sẽ hớng về bề mặt của
đối tợng nớc bởi quá trình bốc hơi v biến đổi của hơi nớc. Với
18
O hoặc
đơteri thì phụ thuộc vo tất cả các tham số trong công thức (5), bao gồm những

tham số thuỷ văn nh lợng xuất chuyển trong hồ, thể tích hỗn hợp.v.v. Hiển
nhiên, bằng đờng đồng vị đã đợc xác định cho một hồ no đó, ngời ta có thể
thu đợc những kết quả về đo đạc nh về cân bằng thuỷ văn v sự thay đổi của
nó theo thời gian. Có thể xem minh hoạ trong phần 2.
5.2 Hồ có diện tích nhỏ
Trong mục ny, một hồ giả tởng đợc đa ra để thảo luận.
Phục vụ cho mục tiêu ny, những đặc trng sau coi nh đã đợc thừa nhận:
1. Một thể tích xáo trộn trong đó không tồn tại tính chất bất đồng nhất của các
thnh phần đồng vị theo cả phơng ngang v phơng thẳng đứng (ảnh hởng
của sự phân tầng theo phơng thẳng đứng sẽ đợc xem xét ở mục 2.2).
2. Với một khu vực địa lý giới hạn, có thể đợc cho rằng: môi trờng đặc biệt l
độ ẩm môi trờng xung quanh không bị ảnh hởng bởi thông lợng bốc hơi từ
hồ.
ồ giả tởng ny.
Với giả thiết các tham số không thay đổi theo thời gian, cho ở bảng 1, l:
Các nghiệm trạng thái ổn định cho cân bằng đồng vị của các h
237

ằ
ẳ

ô
ơ
ê


á
ạ
ã
ă

â
Đ

'
h
h
E
F
h
in
ina
inSSL
)1(
.1
.
G
H
G
GG
(7)
Giá trị ny phụ thuộc vo thông số h,
G
a
v các đặc trng thuỷ văn của hồ. Cụ
thể l tỷ số thông lợng dòng chảy: F(in)/E. Nhiệt độ v các thông số điển hình
nhất của môi trờng đợc biểu diễn thông qua một ẩn số. Tác động của cả giới
hạn ẩm (thông qua sự phụ thuộc vo áp suất bão ho hơi nớc của nớc trên bề
mặt) v hệ số phân đoạn trạng thái cân bằng của đồng vị:
H
*

(Majoube 1971).
Nh biểu diễn trên hình 3, độ lm giầu của đồng vị trong hồ rất nhạy với mô
hình thuỷ văn. Nếu ngời ta so sánh hệ thống 3 mô hình về sự bốc hơi của hồ,
giới hạn của hồ thì thu đợc tổng kết nh trong bảng 5. V hệ thống thông
lợng dòng chảy trong hồ thì hiển nhiên l các thnh phần đồng vị trong giới
hạn của hồ sẽ phụ thuộc vo hớng thay đổi của thnh phần đồng vị trong
dòng nhập (thnh phần đồng vị trong dòng nhập thờng xuyên bị suy yếu bởi
các thnh phần đồng vị nặng) so với sự lm giu ở mức độ cao của nớc trong
quá trình bốc hơi của hồ. Thông lợng thnh phần đồng vị của hồ gần nh
ngang bằng với giá trị của dòng nhập, với thông số F(in)/E tơng đối lớn. Điều
ny không quá kinh ngạc vì sự thay đổi nhạy bén trong tỷ số thông lợng dòng
chảy l cao nhất. Với những điều kiện trên khi m sự bốc hơi l nhân tố chính
chi phối hệ thống cân bằng nớc, tức l khi độ ẩm tơng đối ở mức thấp v khi
tỷ số F(in)/E tiến đến một giá trị đơn nhất.
Thực tế ứng dụng của phơng trình cân bằng đồng vị trong nớc để xác định
thnh phần cân bằng thuỷ văn l việc tìm giá trị của E hay của suất chuyển ra
khỏi hồ, bể chứa. Để thực hiện việc ny, ta cần tìm giá trị của
G
e
, điều ny đã
đợc thảo luận trong phần đầu v để thu đợc nó rất khó khăn do nó không thể
rút ra đợc trực tiếp từ các đo đạc. Để nhận đợc
G
e
, ta phải dựa vo công thức
(2) v để có kết quả ta cần đến các giá trị của
G
a
, h v giá trị trung bình hợp lý
của thnh phần phân đoạn, tính toán cho quá trình với thời đoạn đủ di tơng

ứng với thời gian nớc c trú trong hồ. Điều ny thể hiện những vấn đề gần
nh không giải quyết đợc bởi sự biến động của các thông số ny, v l nguyên
nhân gay nên tính bất định tơng đối của phơng pháp ny.
238

Hình 5.3: Xây dựng đờng đồng vị (
'
=
G
ss
-
G
in
) thông qua thông lợng dòng chảy trong hồ ở trạng thái
ổn định. Khi hm của độ ẩm (h) v tỷ số thông lợng dòng chảy (F(in)/E; khi tỷ số F(in)/E=1 tơng ứng
với nó l hồ bị cạn kiệt, không có dòng ra khỏi hồ. Giá trị lm hồ cạn ( cái đợc gọi l sự bốc hơi nớc
của hồ) đợc cho trớc để so sánh). Ngời ta cho rằng: các dòng nhập v lợng ẩm trong khí quyển ở
trạng thái cân bằng đồng vị với các đối tợng nớc khác, vì thế
G
a
-
G
in
=-
H
*
Welhan v Fritz (1977) đã thảo luận về các nỗ lực trong việc đo đạc các thông
số ny bằng việc sử dụng các thùng bốc hơi nh l một mô hình của hồ. Tuy
nhiên, điều ny đã đợc Allison v đồng sự (1979) chỉ ra rằng với phơng pháp
nh vậy sẽ không cho kết quả thực sự tốt do thời gian ho nhập của các thùng

ny l ngắn hơn so với hệ thống tự nhiên. Thật vậy, một khả năng hứa hẹn hơn
có thể chọn đã đợc Dincer nêu ra (1968). Nội dung của nó l sử dụng một "hồ
đại biểu" có chế độ thuỷ văn đã biết v nằm trong cùng một vùng nghiên cứu.
Từ các giá trị đồng vị của hồ ny, các giá trị đã đợc trọng số hoá cẩn thận của
a
G
v h có thể đợc suy ra. Một hồ đồng nhất v cạn kiệt sẽ cung cấp cho hm
tốt nhất. Hớng tiếp cận có lợi ny đã đợc Merlivat (1970) sử dụng để giải
thích cho hện thống các hồ ở Thổ Nhĩ Kỳ v cũng đợc Gat v Levy(1978) nêu
ra trong một trờng hợp tơng tự.
Thnh phần thêm vo của phơng trình cân bằng nớc có thể đợc xác định
nếu nếu công thức cân bằng thứ ba đợc đa vo để kết hợp với hai phơng
trình cân bằng của nớc v đồng vị. Sự kết hợp phép giải của 3 phơng trình:
cân bằng nớc, cân bằng đồng vị v cân bằng độ mặn. Theo thứ tự, trong hệ
thống ny: độ mặn l ổn định, không tính các nguồn mặn khác ở xa, so với độ
mặn trong hồ đợc các nhánh sông mang vo. Ví dụ, Dincer cùng cộng sự
239

(1979) cho thấy sự khác biệt giữa tổn thất nớc bởi bốc hơi so với sự thoát hơi
nớc bởi thực vật của trong đầm lầy Okavango. Đó l một ví dụ đơn giản đợc
so sánh với sự tích tụ đồng vị nặng (duy nhất E) đối với độ muối (C
S
, cái m
tăng nên bởi sự kết hợp thông lợng thoát - bốc hơi nớc (E + T). Trên cơ sở
không quan tâm đến số hạng dòng chảy, một công thc tiếp theo đợc tìm thấy:
^`
HGGG


ắ

ẵ

đ




)(
.
(
).1(
La
S
h
C
E
TE
h
d
dC
(8)
Từ kết quả của Dincer, đợc thể hiện trong hình 4, một quan trắc m có sự góp
phần của bốc thoát hơi nớc đối với tổn thất nớc l hớn nhất (xấp xỉ 71%)
trong suốt mùa hè tại vị trí nớc thấp nhng phần lớn không đáng kể trong
suốt mùa đông.
5.2.1. Sự thay đổi theo mùa v năm
Trong hầu hết các trờng hợp, các thông số chi phối các thnh phần đồng vị
h thuỷ văn trong hồ
thời. V thnh phần đồng vị của hồ sẽ biến đổi rất mạnh khi các thông
số ny thay đổi. Mặt khác, với thể tích xáo trộn lớn hơn, câu trả lời về thnh

ị ổn định của nớc hồ chỉ dao động xung quanh thnh
của hồ qua các mùa, nó ảnh hởng đến việc lm giầu của các đồng vị nặng
trong hồ. Theo cách đó, tốc độ bốc hơithờng xảy ra mãnh liệt trong suốt mùa
hè. V thnh phần đồng vị trong giáng thuỷ thay đổi theo chu kỳ v dòng chảy
mặt tạo thnh dòng nhập vo hồ. Tất cả dòng chảy ngầm đóng góp vo nguồn
của nớc hồ có thể đợc coi l ổn định hơn về thnh phần đồng vị trong năm,
thực tế đã đợc Stichler v Moser-1979; Krabbenhoft cùng cộng sự 1990 xác
minh l
G
thay đổi theo từng mùa phụ thuộc vo đặc tín
in
theo mùa. Tại hầu hết các vùng trong lục địa, thnh phần đồng vị của độ ẩm
khí quyển gần sát với thnh phần đồng vị của giáng thuỷ. Vì thế độ sai lệch
giữa thnh phần đồng vị của hơi nớc khí quyển (
G
a
) v của giáng thuỷ tồn tịa
gần với quan hệ cân bằng
G
a
-
G
P
=-
H
*
. Tuy nhiên, những thông số khác không
nhất thiết phải biến đổi trong sự ho hợp v phụ thuộc vo thời tiết. Về mặt
ny l những điều kiện địa lý v thuỷ văn quy định, về mặt khác l sự chanh
chấp qua lại giữa những điều kiện về địa hình, địa chất

Từ phơng trình (5), hiển nhiên rằng câu trả lời về thnh phần đồng vị trong
hồ thay đổi l do thông số đầu vo phụ thuộc vo kích cỡ của hồ hay bể chứa.
Sẽ chính xác hơn nếu biết thời gian c trú của nớc trong hồ. Với hồ cực nông,
tại mọi thời điểm nớc gần nh ổn định về thnh phần đồng vị, với nhóm thông
số tức
phần đồng vị của hồ ít biến động hơn khi môi trờng thay đổi. Trong hầu hết
các hồ, thời gian c trú của nớc trong hồ có độ lớn l năm hay vi năm v lâu
hơn, thnh phần đồng v
phần đồng vị ổn định trạng thái trung bình. Thực vậy, lợng đồng vị phản ứng
lại trong nớc hồ do một thay đổi nhất định trong các tham số đầu vo có thể
đợc sử dụng nh l một đo đạc nhạy cảm của các biến thuỷ văn F(in)/V hay
F(in)/E. Zimmermann v những ngời khác (1976) đã lấy u điểm của một
240

trờng hợp nh vậy trong một nghiên cứu về sự xáo trộn v các đặc trng qua
dòng chảy của sông Niger đi qua hồ chứa nhân tạo Kainji.
Hình 5.4. Tích luỹ của sự lm giu đồng vị ở đầm lầy Okavango, Botswana nh l một hm số của độ
muối tăng cho các tỷ lệ khác nhau của sự bốc hơi với tổng lợng dòng bốc thoát hơi. (Dincer v những
ngời khác 1979).
Bằng việc so sánh sự thay đổi trong thnh phần đồng vị của dòng chảy ra từ hồ
241

chứa với thnh phần chất đồng vị thay đổi theo mùa của sông Niger, có thể xác
định tỷ lệ thể tích xáo trộn hữu dụng so với thể tích hồ chứa nh một tổng thể.
Tỷ số ny thay đổi từ xấp xỉ 10% ở chỗ nớc thấp (biểu hiện rằng sông đã đi
vòng hầu hết thể tích của hồ ở thời điểm đó) tới giá trị bằng 60 - 80% trong suốt
thời kỳ lũ thời đoạn.
Hình 5.5 mô phỏng phản ứng của thnh phần chất đồng vị của một hồ ôn đới
đợc lí tởng hoá cho những thay đổi theo mùa trong các tham số bên ngoi,
dựa trên số liệu cho hồ Tiberias, một hồ ấm đặt trong môi trờng khí hậu Địa

Trung Hải bán hoang mạc ở phía trên thung lũng Jordan (Israel). Trong
trờng hợp ny những thay đổi trong thnh phần đồng vị của nớc chảy vo
trong suốt một năm đợc nhận thấy l bị giới hạn, bởi vì các dòng chảy vo chủ
yếu l từ các hệ thống sông đợc nớc ngầm cung cấp; những thay đổi ny từ
mùa đông sang mùa xuân v vo trong mùa hè đơn thuần l từ giá trị
9.6
18

G
0
/
00
tới 3.6
18

G
0
/
00
v cuối cùng l tới 9.5
18

G
0
/
00
.
Hình 5.5. Thay đổi theo mùa trong thnh phần đồng vị của một hồ ôn đới dựa trên các tham số đợc
đa ra bởi Gat (1970) cho hồ Tiberias. Giá trị ổn định trạng thái (
ss

G
đợc đa ra cho các giá trị trung
bình của các tham số sau:

105;4.14;33;4.5;71.2
)(
;4.30683.0
ain

E
inF
E
V
h
GG
tham số l các giá trị cho
18
. Các giá trị trong các
G
v
D
G
trong permil tơng ứng. ảnh hởng của tính biến động theo mùa
trong các tham số ny đến việc tích luỹ đồng vị ổn định trạng thái đợc chỉ ra trong trang kèm theo.
Sự xáo trộn của giáng thuỷ mùa đông địa phơng, có các giá trị
18
G
giữa -3 tới -
5
0

/
00
, tạo ra các giá trị động vị của nhóm dòng chảy vo thậm chí ít biến động
242

hơn. Hơn nữa, ảnh hởng của chu trình hng năm của thnh phần đồng vị của
lợng ẩm khí quyển [các giá trị


O
a
18
G
(Tzur 1971)] bị cản trở bởi độ ẩm thấp m chiếm
h
thay đổi trong phạm vi từ xấp xỉ -12 tới -
15
0
/
00
u thế hầu hết năm,
trung bình l khoảng 50%. Những thay đổi trong các tham số thuỷ văn [ví dụ
F(in)/E], v, cho một phạm vi , độ ẩm hạn chế hơn hiển nhiên l có ảnh hởng
nhất.
Ngợc lại, ngời ta đã nhận thấy rằng thay đổi hạn di trong cân bằng thuỷ
văn bỏ qua các ảnh hởng của những thay đổi theo mùa. Thể tích của dòng
chảy vo hng năm thay đổi qua các năm nghiên cứu (1950-1970) bởi nhiều
hơn một nhân tố, do các điều kiện hạn hán v (nh đợc chỉ ra trong hình 5.6)
phản ứng đồng vị của thnh p ần đồng vị của nớc hồ đối với những thay đổi
ny trong tốc độ xuyên qua dòng chảy trong hồ, lên tới hơn 2% trong

18
G
, bởi
việc vợt xa biên độ mùa xấp xỉ bằng 0.5
0
/
00
(Gat 1970). Thực vậy, các ảnh
hởng của sự thay đổi trong tốc độ qua dòng chảy trội hơn hẳn của tất cả các
tham số môi trờng khác. Vì vậy thnh phần đồng vị của hồ đáp ứng nh một
trởng nhóm thuỷ văn cho khu vực ny, nhiều hơn nhiều so với thnh phần
đồng vị của giáng thuỷ, m không có tơng quan thật tốt với lợng ma từng
mùa.
5.2.2. Các hồ nớc ngọt sâu
Hầu hết các hồ sâu hơn phát triển một sự phân tầng mật độ theo phơng thẳng
đứng trong suốt bộ phận của chu trình hng năm, trong khi đó các hồ rất sâu
v đặc biệt l các hồ nớc mặn có thể thể hiện sự phân tầng hạn di. Để nhắc
lại một số thuật ngữ nghiên cứu về hồ sử dụng trong chơng ny, cần nhớ rằng
trong một hồ m bị phân tầng (do một profile nhiệt độ v/hoặc độ muối theo
phơng thẳng đứng), khu vực có mật độ nhỏ hơn hơn bên trên đợc gọi l tầng
nớc nông mật độ nhỏ, với lớp sâu hơn có mật độ lớn l tâng nớc sâu mật độ
lớn. Các hồ m đã trải qua một chu trình hng năm của sự đảo lộn do một sự
tích luỹ nhiệt độ theo mùa trong mùa hè, đợc gọi l xáo trộn thờng niên. Các
hồ với hai sự đảo lộn hng năm, điển hình nh diễn ra ở các khu vực lạnh, l
ơn cho tất cả các mục đích thực tế (Lerman 1971), v tầng nớc nông
đợc coi nh một hệ thống "thay đổi" riêng biệt với
xáo trộn bán thờng đơn niên. Các hồ m không đều đặn đảo lộn chu trình xáo
trộn hng năm, v đợc phân tầng thờng xuyên hơn, đợc gọi l các hồ xáo
trộn di hạn (Hutchinson 1957). Trong trờng hợp sau một gradient mật độ
mạnh có thể ngăn cản trao đổi vật chất giữa lớp bên trên bị xáo trộn v nớc

dới sâu h
mật độ nhỏ sau đó có thể
một thể tích không đổi bên trên một đáy ảo. Tuy nhiên, trong hầu hết các hon
cảnh khác, ví dụ trong trờng hợp của một sự phân tầng nhiệt, phải lấy vo
trong tính toán một sự trao đổi của vật chất ngang qua chỗ đột biến nhiệt. Hơn
nữa, thể tích xáo trộn hữu dụng thay đổi qua một chu trình hng năm. Khi đột
biến nhiệt tích luỹ v tiêu tan, các lớp nớc sâu hơn đợc hợp nhất vo trong
tầng nớc nông mật độ nhỏ. Tại thời điểm đảo lộn của các khối nớc hồ ảnh
hởng ny l cực hạn.
243

Để tính toán cho sự trao đổi vật chất qua vị trí đột biến nhiệt độ ny, các số
hạng bổ xung phải đợc thêm vo cho RHS của phơng trình (5). Nếu

hyp
G
biểu thị lợng chất đồng vị của lớp sâu hơn bên dới vị trí đột biến nhiệt
độ, thì những số hạng bổ xung ny có thể đợc viết bằng:


>@

>@
,
LhypLhyp
V
V
V
hypepiX
GGGG

'


trong đó số hạng đầu tiên tính toán cho trao đổi vật chất giữa tầng nớc nông
mật độ nhỏ v tầng nớc sâu dới đáy tại thể tích không đổi của lớp xáo trộn,
v số hạng thứ hai mô tả sự kết hợp của một thể tích
V'
của nớc hypolimnic
vo trong lớp bị xáo trộn bởi một điểm bất thờng nhiệt độ hạ xuống. Số hạng
trao đổi thờng không đáng kể lắm [độ lớn của nó có thể đợc đo đạc bằng
những thay đổi về giá trị của

hyp
G
], quy định rằng sự trao đổi l quá trình duy
nhất gây nên một thay đổi đồng vị trong tầng nớc sâu dới đáy. Mặc dù giứa
trị của

>
@
Lhyp
G
G

điển hình l không lớn lắm (cỡ 1
0
/
00
trong

18
G
), ton bộ số
hạng

>@
L
hypVV
G
G
' /
trội hơn của
V'
có thể l lớn đáng kể trong cân bằng đồng vị, bởi vì sự
liên quan tới các thnh phần thuỷ văn khác của phơng trình
cân bằng nớc trong suốt các thời kỳ của đờng tỷ trọng hạ xuống nhanh
chóng, nh đợc minh hoạ bên dới. Nó đi m không nói rằng điều ny mở ra
những khả năng của việc khám phá ra sự kết hợp no đó của các khối nớc từ
một phổ vo trong một phổ khác, bằng việc theo sau những thay đổi trong
thnh phần đồng vị trong suốt sự tích luỹ hay tiêu mòn của sự phân tầng. Một
profile đồng vị theo phơng thẳng đứng rõ rng l hữu ích nhất trong việc thiết
lập cho phạm vi no các khối nớc dới sâu hơn thực sự biểu thị một hệ thống
đóng kín, trong trờng hợp no thnh phần đồng vị của tầng nớc sâu dới đáy
đợc mong đợi l bất biến miễn l sự phân tầng vẫn giữ không bị đụng chạm
đến.
Xem nh một ví dụ có thể chấp nhận đợc trờng hợp của hồ Tiberias, một hồ
xáo trộn thờng niên, 40 m sâu với một thời gian nớc c trú trung bình bằng
cỡ 5 năm m cân bằng mặt nớc của nó đã đợc thảo luận trớc đây. Hồ đó
đợc tìm thấy l trong một trạng thái bị xáo trộn từ khoảng tháng 12 tới tháng
3: một dị thờng nhiệt độ tích luỹ trong suốt mùa xuân, đo sâu thêm từ một vị

trí ở -5m vo tháng 4 tới 18 - 19 m cuối mùa hè cho đến khi nó ổn định hoá vo
mùa thu v đầu mùa đông tại một độ sâu xấp xỉ bằng -25 m. Những sự phân
tầng đợc kết thúc bởi một sự đảo lộn m thờng diễn ra trong suốt tháng 12
(Oren 1962).
Những đo đạc đồng vị đợc Gat báo cáo (1970; Hình 5.7) thể hiện nớc tầng
dới sâu để bảo ton thnh phần của hồ trong suốt tháng 3, chỉ nh sự phân
tầng bắt đầu, nh đợc mong đợi. Trong suốt thời kỳ sự phân tầng nhiệt độ
mùa hè, nớc trên mặt đợc lm giu hơn trong các chất đồng vị nặng so với
ờng nhiệt độ đợc phác hoạ bằng profile đồng
vị. Bản đồ lồng của Hình 5.7 biểu hiện ảnh hởng của sự phân tầng v của sự
tầng nớc sâu d
ới đáy v dị th
244

thay đổi thể tích xáo trộn đối với sự tiến triển của thnh phần đồng vị trong
năm. Ngời ta chú ý riêng ảnh hởng của việc phụ thuộc của dị thờng nhiệt
độ bằng xấp xỉ 5 m vo tháng 9, m dẫn tới một tính gián đoạn đáng kể trong
đờng cong đồng vị.
G
G
1
Hình 5.6. So sánh giữa những thay đổi di hạn trong (đờng cong bên trên) của nớc hồ Tiberias
v trung bình 5 năm của lợng dòng chảy vo (đờng cong bên dới). Các vòng tuần hon đầy đủ
ợc
nhận ra ở phần hạ lu của tầng ngậm nớc. Hình 5.8 thể hiện profile đồng vị
trong sự phân tầng mùa đông (thời kỳ bị băng bao phủ) v mùa hè tơng ứng.
Một khuôn mẫu thú vị l sự rút hết ra tơng đối của các chất đồng vị nặng
trong (bên dới băng) nớc bề mặt vo mùa đông, đợc các tác giả quy cho sự
lm giu có lựa chọn của các chất đồng vị nặng trong băng, cho phép nớc tháo
hết hơn. Thực vậy Ragotzkie v Friedman (1965) đã gợi lên một sự mở rộng

tơng tự cho tính toán lợng đồng vị thấp hơn của hồ Vanda, ẩntctica, so với
nớc chảy vo từ băng tan. Mặt khác, trong suốt mùa hè, profile đồng vị trong
biểu thị dòng chảy vo hng năm trong suốt năm thuỷ văn trớc (tháng 10 -tháng 9). (Lấy từ hình 5.7
của Gat 1970).
Krabbenhoft v những ngời khác (1990) đã mô tả một xáo trộn bán thờng
đơn niên, hồ bị băng bao phủ ở trung tâm phía bắc Wiscosin: hồ Sparkling, một
hồ một lòng chảo đơn giản về mặt địa mạo, sâu 20 m, với một thời gian nớc c
trú gần 10 năm. Không có các cửa ra v cửa vo trên mặt, về bản chất nó l
một hồ nớc ngầm cửa sổ với dấu hiệu bốc hơi của nớc hồ sẽ dễ dng đ
245

hồ Sparkling l bình thờng, với một tầng nớc nông mật độ nhỏ đợc lm giu
về mặt đồng vị đã ở trên đỉnh của nớc tầng dới sâu bị tháo hết ra hơn về mặt
đồng vị.
Các profile đồng vị cho hai hồ xáo trộn di hạn sâu, trong trờng hợp ở thung
lũng Rift thuộc châu Phi, đã đợc trình by. Hồ Malawi, với một độ sâu lớn
nhất bằng 785 m, v hồ Tanganyika (sâu 1470 m) đều thể hiện một dị thờng
nhiệt độ giữa 100 v 250 m m qua đó một sự chênh lệch đồng vị đợc duy trì.
Một profile hai bậc đã đợc tìm thấy ở hồ Malawi (Gonfiantini v những ngời
khác 1979) với các giá trị
18
G
tăng từ +1.65
0
/
00
ở tầng nớc nông mật độ nhỏ tới
+1.92
0
/

00
ở đới chuyển tiếp, v tới +2.08 r 0.05
0
/
00
ở tầng nớc dới sâu. Trong
hồ Tanganyika, Craig (1974) tìm thấy một sự tăng dần dần các giá trị đồng vị
qua điểm dị thờng nhiệt độ, từ giá trị trên mặt bằng +3.4
0
/
00
trong
18
G
tới giá
trị bằng +4.19
r 0.03
0
/
00
ở độ sâu hơn 200 m.
Trong trờng hợp của các hồ châu Phi ny nớc đợc lm giu trong các loại
đồng vị nặng v các giá trị đồng vị của chúng đổi chỗ quan hệ với đờng nớc
băng (Craig 1961a). Tuy nhiên, dới các điều kiện lạnh hơn v ẩm ớt dấu hiệu
bốc hơi l ít rõ rng hơn; nh l trờng hợp của hồ Baikal, trong đó giá trị đồng
vị trung bình l
D
G
= -117
0

/
00
v
18
G
=-16
0
/
00
nằm gần với MWL (Ferronsky v
Polyakov 1982).
5.2
Hìn
sự
lấp
Trong
băng đ
nặn
của sự
bằng n cộng. Đây l có sở cho các ứng dụng thực tế của những đo đạc
đồn
Bởi vì rình (5) thay đổi qua chu trình tồn tại
của
toán c ủa hồ. Những chi tiết rõ rng l
phụ
những a sự thay đổi
tro
thống
Mộ
tr

đợc hình thnh ở các vùng trũng của đồng h của
chúng một cách mạnh mẽ khi các sông đó rút xuống, v chúng thực sự có thể
khô hạn hoặc bị rút nớc hon ton.
.3. Các khối mặt nớc tạm thời
5.9 trình by khái quát một số khối mặt nớc nông v tạm thời vh theo
tiến triển thuỷ văn v tiến triển đồng vị của chúng từ một giai đoạn đang
đầy vo thời kỳ khô hạn.
tất cả các hệ thống ny thnh phần chất đồng vị gần nh l của nớc
ang pha loãng trong các pha lm ngập nớc, trong khi các loại đồng vị
gđợc lm giu trong các pha bốc hơi ở vị trí mức nớc thấp nhất. Cấp độ
lm giu rõ rng l lớn hơn cao hơn vai trò của sự bốc hơi trong cân
ớc tổng
g vị để định lợng các cân bằng thuỷ văn trong những hệ thống nh vậy.
một số các tham số trong phơng t
hệ thống tạm thời, một sự tích hợp số thờng phải đợc thực hiện để tính
ho việc thay đổi thnh phần đồng vị c
thuộc vo các hon cảnh riêng. Tuy nhiên, một đặc tính chung thú vị của
hồ tạm thời ny l một tốc độ đợc tăng nhanh hơn củ
ng thnh phần đồng vị về phía cuối của các chu trình tồn tại của những hệ
ny, khi các thể tích của chúng rút lại.
t tình huống đặc biệt đợc biểu thị bằng các hồ đồng bằng ngập lụt, m bị
n ngập bởi nớc sông chảy qua tại thời kỳ nớc cao. Các hồ m sau đó có thể
bằng thay đổi trong thể tíc
246

Hình
hiện
1969 đ
5.7. Thnh phần chất đồng vị ổn định của nớc hồ Tiberias trong suốt những năm 1963-1969, thể
những thay đổi theo mùa v di hạn. Các profile đồng vị theo phơng thẳng đứng cho năm 1968-

ợc đa ra ở trên đỉnh. Đồ thị lồng thể hiện các giá trị đợc tính to án hng tháng của
18
G
của
c trên mặt hồ Tiberias trên sự giả sử của một hệ thống bị xáo trộn (-
'
-
'
-) v phân tầng (-x-x-) tơng
ng trờng hợp sau độ sâu dị thờng nhiệt độ đợc Oren mô tả (1962) đí đợc giả sử . (theo
0)
nớ
ứng. Tro
Gat, 197
Cá
từ sôn trớc
đây của hồ (m thờng thể hiện dấu hiệu đồng vị của các quá trình bốc hơi).
Một nghiên cứu về hệ thống nh vậy l nghiên cứu của Martinelli v các cộng
sự (1989) về hệ thống hồ ở vùng bãi bồi rừng rậm Amazonian. Thnh phần
đồng vị của những hồ ny thay đổi từ giá trị đồng vị đặc trng của dòng chảy
chính của vùng Amazonas v các sông nhánh của nó tới giá trị đã đợc lm
giu hơn, gây ra bởi việc tham gia của nớc từ các dòng chảy mặt lân cận v
sự
những
ny sẽ tồn tại trong suốt vòng tuần hon của nó, nh
hìn
Tuy n sẽ minh hoạ cho sự mất nớc
bởi sự bốc hơi trong hệ thống hồ, mức độ dịch chuyển dọc theo đờng bốc hơi
c nghiên cứu đồng vị có thể đợc sử dụng để phân biệt giữa nớc bắt nguồn
g chảy qua, sự rút nớc cục bộ, hay nớc còn lại từ các chu trình

giáng thuỷ trong vùng tăng lên. Bởi các thnh phần đồng vị của tất cả các
thnh phần trên nằm trên MWL, nên thnh phần đồng vị của những hồ
minh hoạ trên giản đồ
h 5.10.
hiên, độ lệch khỏi MWL của đờng bốc hơi
247

nh vậy l phép đo mối quan hệ nớc mất đi bởi cơ chế ny.
Hình 5.8. Các profile đồng vị mùa đông v mùa hè ở hồ Sparkling, Wisconsin. (Krabbenhoft v những
ngời khác 1990).
Hình 5.9. Ba hệ thống hồ sớm tn thể hiện sự tiến triển của độ sâu (thể tích) nớc theo thời gian, v sự
tích luỹ của sự lm giu trong các loại đồng vị nặng nh một hm của sự giảm thể tích (Sơ đồ RHS).
E v L thay cho các dòng bốc hơi v thoát ra tơng ứng.
248

Hình
đồng vị
dòng ch
sự bốc h
lại tới M inelli v những ngời khác, 1989).
Tro
các đi
mặn s
5.3 Sự lại v hệ thống tái cấp
Tro
thụ độ
lợ
ảnh h trờng hợp tính tới
các
Tuy nh môi trờng của nó không thể bỏ qua

tro
hồ đợnớc chảy vo hồ
khá
thế n môi trờng xung quanh.
Sự tác động qua lại giữa nơc hồ v nớc trong các hốc ở bên trên lớp trầm tích
hoặc ở bờ hồ sẽ đợc tính tóan sau trong mối quan hệ với độ mặn của hồ, nơi
m sự tác động ny rất lớn. Trờng hợp hay gặp l trờng hợp m các vỉa nhỏ
của hồ dọc theo cả dòng chảy bề mặt v dòng chảy ngầm thì lợng nớc chảy ra
của hồ thợng lu đợc phân bố cho lợng nớc vo của hồ hạ lu. Khi điều
5.10. Thnh phần đồng vị của các hồ đồng bằng ngập lụt: Hồ A l một trờng hợp m thnh phần
của hồ giảm trên MWL, hiển nhiên l một sự xáo trộn của nớc sông v thoát nớc cục bộ v
ảy mặt. Hồ B l một trờng hợp m thnh phần đồng vị của nớc hồ giảm tới đúng MWL, do
ơi. Trong trờng hợp ny thnh phần nguồn (S) đợc tính toán bằng sự ngoại suy ngợc trở
WL theo "đờng bốc hơi" đí vẽ. (Theo Mart
ng một số trờng hợp tạm thời, sẽ không có sự đa nớc lỏng ra ngoi v
ều kiện thuận lợi cho tích tụ độ muối. Các ví dụ cho hệ thống hồ nớc
ẽđợc thảo luận chi tiết hơn trong phần 5.5.
tác động qua
ng các trờng hợp thảo luận, sẽ dẫn tới việc xem xét các hồ nh thực thể
ng trong môi trờng nó tạo ra, thnh phần đồng vị cho trớc của cả
ng nớc vo, độ ẩm khí quyển xác định bởi quá trình qui mô lớn v không bị
ởng bởi quá trình bốc hơi địa phơng. Tơng tự nh
hồ nhỏ v độc lập.
iên, mối tác động qua lại giữa hồ v
ng trờng hợp có cả sự bốc hơi v vỉa nhỏ của hồ ở nơi m dòng chảy vo một
c lm giu bởi đồng vị nặng , bảo ton bởi một phần
c. Bây giờ ta sẽ thảo luận sự tác động qua lại nh vậy có ảnh hởng nh
o tới sự tích tụ đồng vị trong nớc hồ v trong
249

ny xảy ra thì có sự lm giu đồng vị tích tụ ở hồ thứ hai, do vậy một vỉa có thể
bị cạn ở hồ chính, chỉ đợc cung cấp bởi giáng thuỷ, v dòng chảy vo hồ dựa
vo dạng lm giu đồng vị. Một ví dụ m ảnh hởng nh vậy đợc sử dụng
dợc đa ra bởi Friedman v Ređfiel (1971), ngời đa vo mối quan hệ qua lại
về thuỷ văn hồ ở vùng Grand Coulee, dựa vo mức độ lm giu dạng đồng vị
nặng trong hồ.
Một hệ thống hồ lớn có sự tác động lớn nhất l hệ t
Phép đo đồng vị của Brown (1990) cho thấy sự tích tụ dần của đồng vị nặng dọc
the
vo
Mặt khác lại không có nhiều điểm lấy mẫu cả ở khí quyển, dòng chảy, v hồ ở
tro
sự pha
Theo sự xem xét của Fritz (1981), hệ thống sông m nớc bốc hơi dọc theo dòng
chả
áp dụ i
gia
Bây
the
giáng
hống hồ Lớn ở Nam Mỹ .
o dòng chảy. Tuy nhiên, sự tích tụ bị xáo trộn bởi nớc khí tợng thâm nhập
từ lu vực sông bao quanh đờng phân thuỷ, gây khó khăn cho mô hình.
ng vùng. Trạng thái đơn giản hơn nhiều ở trong vùng khô hơn, nơi m có ít
thêm nớc bề mặt bởi sự xâm nhập của dòng nớc đến.
ysẽđợc xem nh một ví dụ của một vỉa hồ. Mô hình "hồ bốc hơi" sẽ đợc
ng cho trờng hợp ny, với quy mô độ di đợc thay thế cho trục thờ
n.
ờ chúng ta sẽ xem xét quy luật tích tụ của đồngi g vị trong vỉa của hồ dựa
o những thảo luận trong phần 1.1. Để đơn giản trong tính toán, ta giả sử

thuỷ trong khu vực xét (
p
G
) trong trạng thái cân bằng đồng vị với độ ẩm
í quyển (
a
G
), vì thế
H
G
G
pa
(điều ny có thể tính cho vùng nhiệt độ ở giữa
a theo Craig v Horibe1967, Jacob v Sonntag 199
kh
lục đị 1 ), v giả sử rằng
nh
sự khá trị
của biểu thức (
ững hồ ny đều ở trong trạng thái m đồng vị v thuỷ lực học ổn định, do đó
c nhau giữa sự tích tụ đồng vị ở vỉa của hồ v hồ đơn giản chỉ l giá
pa
G
G

) trong phơng trình (5). Điều ny cng phủ định trờng
hợp của hồ phụ m dòng nớc vo bao gồm phần nớc đợc lm giầu bởi dạng
đồng vị nặng (trong hồ đầu
pm
G

G

; trong hồ hạ lu )()(
Pin
G
G
v
a
G
thì
hiển nhiên l một số âm nhỏ hơn).
Tu
không dòng ẩm đi ngợc
vo khí quyển (Gat v Bowser 1991). Thực tế giá trị tới hạn đạt tới khi
y nhiên, có thể đa ra giả thiết l sự tích tụ đồng vị cuối cùng sẽ vợt quá v
lâu sẽ xảy ra sự lm giu đồng vị, do ảnh hởng của
H
G
G
ma
/h.
Cuối cùng, sự tập trung đồng vị của hồ với trạng thái ho tan ổn định đối với
sự
của Go
Hình 5.11 cho thấy sự tích tụ trong hệ thống hồ kép đối với điều kiện biên thay
đổi. Sự lm giu trong hệ thống hồ kép hiển nhiên vợt quá sự lm giu trong
hồ đơn khi so sánh đặc tính thuỷ văn. Nó
số
vợt q
lm giu đồng vị của nớc hồ l nớc bốc hơi đến mức khô đi. Theo mô hình

rdon (1965).
gây ra sự chú ý rằng độ ẩm l thông
điều chỉnh chính . Tại biên của độ ẩm (~90%) sự lm giu không bao giờ
uá chừng 3% với
18
G
, trái lại giá trị lm giu lớn khi độ ẩm dới 50% .
Phải còn lâu mới chắc chắn rằng cân bằng thuỷ văn (xác định bằng tham số:
250

F(i
đợc đ
n)/E) có ảnh hởng lớn tới lợng đồng vị trong hệ thống bốc hơi v vì vậy nó
ặt ra để sự dụng sự tích tụ đồng vị trong hồ nh phép đo thông số ny.
inss
G
G
'Hình 5.11. Sự tích luỹ đồng vị ( ) bằng một hm của độ ẩm xung quanh cho một hệ thống
hai hồ (sự tuẩn hon mở) so với một hệ thống một hồ có tốc độ bốc hơi kết hợp bằng hai hồ (sự tuần
hon đầy đủ).
E
inF
X
)(

l tỷ số xuyên qua dòng chảy, với X
1
v X
2
biểu thị cho hồ thứ nhất v hồ thứ hai tơng

ứng. Giả t cân bằng đồng vị giữa thiế
a
G
v
in
G
. Số liệu cho một hồ vo giai đoạn cuối v một ao đang
khô (sự lm giu có thể cuối cùng cho những tham số môi trờng ny) cũng đợc thể hiện.
5.3.2 Vòng tuần hon độ ẩm bốc hơi trở lại khí quyển
Sự bay hơi đa một lợng ẩm trở lại khí quyển. Trong hệ thống bốc hơi lớn nh
rừng ma nhiệt đới v vùng hồ ở Nam Mỹ, sự bay hơi sẽ trở thnh nhân tố
quan trọng trong cân bằng nớc khí quyển.
Sự thoát hơi v sự bay hơi ở vùng lòng chảo kín trở thnh nhân tố độ ẩm không
nhỏ cần thiết đối với khí quyển. Trong giới hạn của thnh phần đồng vị, quá
trình ny di chuyển giá trị hơi nớc đồng vị dọc theo MWL, theo hớng giá trị
251

dơng lớn hơn (Hình 5.12). Một ví dụ l ở vùng lòng chảo Amazon, nơi m hầu
hết thời gian trong năm lợng giáng thuỷ rơi xuống hầu hết l quay lại khí
quyển, kết quả l gradient đồng vị nhỏ không đáng kể từ vùng bờ trong nội địa
hớng vo lu vực sông. Tuy nhiên, đối với quy mô m sự bốc hơi từ bề mặt
nớc đóng góp cho dòng bốc hơi, lợng đồng vị bốc hơi trở lại
e
G
nằm trên
đờng MWL (một hình ảnh trung thực kết quả của thnh phần đồng vị trên
đờng biểu diễn sự bốc hơi có độ dốc nhỏ ), vì vậy sự ho trộn của độ ẩm đợc
bốc hơi trở lại vo khí quyển ít hơn hơi nớc khí quyển với lợng detơri vợt
quá giá trị khi so sánh với MWL, nh đợc chỉ ra trên hình 5.12. Kết quả ny
đợc dẫn chứng từ số liệu ở lu vực sông Amazon (Gat v Matsui 1991), nhiệt

đới châu Phi (Dansgaard 1964), v vùng hồ lớn ở Nam Mỹ (Gat cùng cộng sự
1994).
Hình 5.12. Những thay đổi trong thnh phần đồng vị của hơi ẩm trong khí quyển do sự trộn lẫn của
dòng bốc thoát hơi nớc l tỷ số của lợng ẩm khí quyển thêm vo gốc;.
hh /'
''' sự thoát
hơi nớc thực vật, m hon trả nớc cha bị cắt phân đoạn lại cho khí quyển v đồng vị
của hơi nớc khí quyển để di chuyển lên phía trên dọc theo MWL thích hợp (đờng cho cả
thnh phần
quỹ tích
a
G
v
in
G
), -0-0 biểu thị kết quả của sự trộn lẫn hơi nớc từ một khối nớc bề mặt hở, v -0-0- cho một tỷ
lệ ủa các dòng bốc hơi vầ thoát hơi nớc thực vật. Trong cả ba trờng hợp các điểm số liệu liên
ơng ứng với 0.2, 0.4, v 0.6. (đợc phỏng theo từ Goodfriend v những ngời khác,
1989).
Gat v Bowser (1991) có ớc lợng kết quả của vòng tuần hon ẩm ny trên sự
lm giu bởi bốc hơi ở trong hồ. Một lần nữa kết quả lại khác phụ thuộc vo
thnh phần đồng vị ở dòng chảy vo thay đổi dọc theo đờng tích tụ đồng vị
trong độ ẩm khí quyển hay không. Trong trờng hợp đầu bất cứ thay đổi giá trị
của trong phơng trình (7) chỉ do sự thay đổi độ ẩm khi
1:1 c
tiếp t
' hh /
'
ma
G

G

vẫn bất
biến. Điều kiện nh vậy đợc áp dụng bất cứ khi no lợng nứoc chảy vo hồ
252

vựơt quá lợng giáng thuỷ rơi xuống. Mặt khác ,khi lợng nứơc đi vo l từ các
sông trong vùng hoặc hệ thống nớc ngầm thì ssẽ không chịu ảnh hởng của sự
tích luỹ trong khí quyển, giá trị của
' thay đổi dọc theo dòng chảy, gây ra sự
thay đổi trong cả độ ẩm v
m
G
. Hiển nhiên rằng mức độ lm giu bởi bốc hơi bị
ảnh nhiều hơn bởi độ ẩm so với sự thay đổi đồng vị trong độ ẩm của khí quyển.
Bởi profile độ ẩm cũng xác định dòng thông lợng bốc hơi của chính nó nên sự
tích tụ đồng vị có thể đợc sử dụng nh phép đo sự thay đổi trong tốc độ bốc
hơi bởi sự tuần hon nớc trong hệ thống nh vậy.
), sự cung cấp trở
lại phải đa vo tính toán. Sự áp dụng l đúng đắn, thì phép đo sự tích tụ ẩm
ớc. Trong các nghiên
cứu ở l trong vòng tuần hon ẩm l một
n cứu tơng tự đợc tiến
hnh ở tây n or 1991) v vùng Hồ Lớn (Gat cùng
cộng sự 1994).
5.3.3 Hồ lớn
Khi gió thổi theo một đoạn đ ờng di trên mặt nớc, độ ẩm bốc hơi phủ lên gió
bên hồ lm giảm tốc độ bốc hơi của nó. Sự tác động qua lại giữa đồng vị của
không khí v nớc sẽ thật sự khác ở gió bên hồ, nơi m khối khí lục địa không
đổi tơng tác với nớc hồ v ớng khuất gió, nơi m cả profile độ ẩm v đồng

ợng đồng vị nhỏ
trong suốt quá trình bốc hơi ở ton bộ hồ sẽ mắc sai số nếu phép tính dựa trên
giá trị
Khi có một nghiên cứu về hệ thống bốc hơi lớn (qui mô lục địa
có thể l một công cụ quan trọng nghiên cứu cân bằng n
u vực sông Amazon, thông số d tăng
công cụ rất hữu ích (Gat v Matsui 1991). Các nghiê
ớc Mỹ (Ingraham v Tayl

h
vị trong không khí đều xáo trộn. Sự thiết lập công thức cho l
a
G
của không khí xâm nhập vo v độ ẩm của khôi khí đi vo. Tổng
lợng bốc hơi v đồng vị thay đổi trong hồ nh một tổng sẽ đợc tính toán khối
lợng theo ton bộ quy mô hồ ,lấy các giá trị khác nhau trong tính toán. Sự
tích ẩm trên hồ dựa vo mức độ xáo trộn hỗn loạn trong khí quyển trên hồ, đặc
biệt l ở khoảng 100m.
Bởi việc thnh lập công thức của sự thay đổi đồng vị bao gồm cả sự khác nhau
giữa giá trị của
l
G
v
a
G
, bất cứ thay đổi no trong cả hai giá trị ny đều phải
xem xét. Bởi mối quan hệ giữa dòng xoáy khuếch tán theo phơng ngang v tốc
độ xáo trộn trong hồ, đặc biệt l dới điều kiện gió mạnh, có thể giả thiết rằng
không có sự bất đồng nhất đồng vị trên bề mặt nớc theo chiều ngang, chỉ một
trờng hợp không có nhiệt độ dị thờng trừ trờng hợp ở vùng có nớc trồi

vùng nớc lạnh phía trên xảy ra ở các hồ có sự phân tầng. Tuy nhiên, độ ẩm
trong hồ tăng theo hớng gió thổi v kết quả l sự giảm dòng ẩn nhiệt sẽ đợc
chứng minh bằng ti liệu (Holland cùng cộng sự 1981).
Không có hệ thống nghiên cứu ảnh hởng của sự tích tụ độ ẩm của các hạt
nớc theo cân bằng đồng vị đợc thiết lập, vì vậy theo các thảo luận dựa vo
nguyên tắc cơ bản đợc giới thiệu trong phần 1.1.
Sự thay đổi trong thnh phần đồng vị của độ ẩm khí quyển l bởi sự ho trộn
của dòng bốc hơi đợc đa ra bởi cân bằng vật chất :
253

'
'.).'(.
aea
hhhh
GGG

Trong đó giá trị có dấu (') ám chỉ điều kiện có gió trong quá trình tích tụ ẩm.
Trong đó giá trị
G
c l giá trị trung bình dọc theo chiêù di tới điểm đang xem
xét ( trong đó độ ẩm v đồng vị của nó có giá trị tơng ứng l h' v
G
''a ) . Sử
dụng phơng trình (2), có thể tính giá trị
G
c ở bất kỳ vị trí no theo hai cách, l
dựa vo số liệu trên hồ nơi m giá trị của khí quyển l
G
''a v h' hoặc dựa theo
g lên, thông số của lớp khí quyển ở lớp cao hơn l h v

G
a. Trong cách
ng phơng trình (3a) cách tính toán thích hợp
trong lớp che phủ trên hồ bằng sử dụng RHS
của phơng trình (3). Sự ớc lợng giá trị của sự chống lại trao đổi l cần thiết
trong profile thẳng đứng của độ ẩm. Số hạng trong mô hình không phân kì của
Crai v Gordon,
gió hớn
thứ hai,
'H
không thể xấp xỉ bằ
đa ra sự chống lại sự trao đổi
)1()'1( hh
T
v có thể ớc lợng từ giá trị độ ẩm tơng đối.
Nh một ví dụ của trọng số, số hạng ny đợc ớc lợng cho hồ Superior (trong
suốt những tháng mùa hè )khi
T
=0.88 (Gat cùng cộng sự 1994). Trong cả hai
á trị h'. Việc tính toán
lợng đồng vị trong sự bốc hơi sau đó sẽ đợc đa vo kết quả của cả hai
trờng hợp, nh đợc trông đợi từ bản chất tuyến tính của mô hình.
Để minh hoạ cho sự quan trọng tiềm tng của sự tụ ẩm của một hồ dựa trên số
liệu đồng vị, chúng ta tính toán đợc giá trị giả định của
G
c khi độ ẩm tăng từ
60 đến 75% dọc theo hồ. (Theo giá trị đồng vị ban đầu trong tính toán l:
G
c
(18)

= -14%
o;
G
l
(18) = -2.2%o). Giá trị tính toán
G
c ban đầu v trong điều kiện có gió
l
G
e
(18) = -22%o v
G
'
a
(18) = -13%o. Độ lớn của giá trị E.
G
c, đợc đa vo
phơng trình cân bằng của hồ (lấy giá trị số học trung bình giữa hai giá trị
G
c)
l -5.7/p so với giá trị -8.8/p nếu sự hiệu chỉnh ny đ
kết quả nh vậy l đáng kể v không thể bỏ qua trong bất kì cố gắng no để
ự cân băng cho một hồ lớn.
Điểm thú vị đáng chú ý l có sự thay đổi nhỏ trong độ dốc đờng bốc hơi (trong
giá trị
Gp v G18) dọc theo quãng đờng m gió thổi. Độ ẩm cng lớn, hớng
khuất gió của hồ có độ dốc lớn hơn khi so sánh với sờn đón gió.
5.3.4 Giới hạn lu thông trong hồ có diện tích lớn
Trong hồ có hình thái học phức tạp các phần khác nhau của hồ sẽ yêu cầu
thnh phần đồng vị khác nhau, do kết quả ảnh hởng của vỉa hồ hoặc do

phơng trình cân bằng nớc khác nhau trong các nhánh khác nhau của hồ. Mô
hình hoá hồ nh một tổng thể, dựa vo những phơng trình (5) thì có tính ứng
dụng cao. Mặt khác, số liệu đồng vị có thể đợc sử dụng thuận tiện trong việc
chỉ ra thnh phần hỗn hợp v các dòng chảy. Một ứng dụng hiệu qủa l xác
định sự ứ đọng nớc, cái m không chịu ảnh hởng của dòng chảy xiết v có
mối liên hệ với quá trình lm giu dinh dỡng v quá trình ô nhiễm, Frontes
mô tả một hồ m ở đó kết qủa của sự bất đồng nhất nhận đợc từ vòng nớc, từ
các gợn nớc bề mặt.
trờng hợp điểm đợc chọn ngay gần bề mặt hoặc ngay bên trên điểm đợc
chọn, giá trị độ ẩm đa vo trong số hạng
'H
phải l gi
ợc bỏ qua. Hiển nhiên l
lập công thức cho s
254