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

Sự thay đổi của các chất đồng vị bền vững theo cách: một phần tử bề mặt n‡ớc tiếp xúc với khí quyển có thể đ‡ợc diễn toán theo công thức sau: thμnh phần dòng chảy của các loại n‡ớc ngọt

Ch €¬ng 5

ngọt vμ n €ớc mặn

5.1 Lời giới thiệu

Việc lμm giầu lên của những đồng vị nặng (H218O vμ HDO) trên mặt n‡ớc vμ mặt hồ, thực sự đã đ‡ợc 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 (Rankama1954) Craig (1961a) để ý rằng những t ấu t o đồng vị của n‡ớc từ những hồ ở Châu

Phi đã bị thay thế đồng vị į-18O trong į-D có liên quan tới

một " dấu hiệu" để nhận biết sự đóng góp của n‡ớc hồ vμo n‡ớc ngầm (Payne

bốc hơi của n‡ớc Tr‡ớc đó , ph‡ơng pháp nμy đã đ‡ợc kiểm

átrình chuyển tiếp từ lỏng sang hơi Do sự chênh lệch khí áp giữa các chất đồng

vị (cái đ‡ợc gọi lμ ảnh h‡ởng của trạng thái cân bằng đồng vị) Vμ một tác động nữa (th‡ờng đ‡ợc gọi lμ tác động của động lực học hay sự vận chuyển các chất

đồng vị) đó lμ kết quả của sự khác nhau về tốc độ lan truyền của các đồng vị phân tử n‡ớc thông qua lớp biên không khí

Hình 5.1 cho ta thấy giản đồ quan hệ giữa hồ vμ môi tr‡ờng Sự thay đổi của các chất đồng vị bền vững theo cách: một phần tử bề mặt n‡ớc tiếp xúc với khí quyển có thể đ‡ợc diễn toán theo công thức sau:

thμnh phần dòng chảy của các loại n‡ớc ngọt khác, mμ cấu trúc thμnh phần của chúng tuân theo đ‡ờng n‡ớc khí t‡ợng (MWL)

Việc lμm giầu lên của các loại đồng vị nặng nμy đã đ‡ợc sử dụng rộng rãi nh‡

1981; Darling cùng một vμi ng‡ời khác 1990; Krabhenhoft cùng vμi ng‡ời khác1990) Vμ hơn thế nữa, nó cũng lμ một phép đo về cân bằng của n‡ớc hồ, đặc biệt lμ đo khả năng

nghiệm lại bởi Dincer (1968), nhóm của Gat (1968), Pearson vμ Coplen(1978),Moser vμ Rauert (1980), Gat (1981), Zuber (1986) vμ những ng‡ời khác đã tómtắt lại đề tμi nghiên cứu nμy

Cơ sở cho "dấu hiệu của chất đồng vị dễ bay hơi " trên bề mặt n‡ớc lμ sự phân

đoạn các đồng vị, xảy ra ngay tại mặt tiếp xúc giữa không khí-n‡ớc vμ kèm theo quá trình bốc hơi Theo Craig vμ Gordon (1965; Merlivat vμ Coartic cũng nhìn nhận vấn đề t‡ơng tự 1975 ) Sự phân đoạn bị tác động bởi hai thμnhphần: do một thực tế lμ các chất đồng vị sáng hơn đ‡ợc thích ứng trong qu

c L in

dt

V d

G G

G

G

.)

()

().(



trong đó: V = thể tích cần nghiên cứu

F(in) = tổng l‡ợng nhập (nh‡ l‡ợng giáng thuỷ, các dòng chảy mặt, vμ l‡ợng chảy ra của n‡ớc ngầm )

F(out)= tổng l‡ợng tiêu hao ( bao gồm cả l‡ợng n‡ớc ngầm bị rò rỉ vμ l‡ợng nhập vμo sông )

E = l‡ợng bốc hơi

GL, Gin, vμ Gc = theo thứ tự lμ những thμnh phần cấu tạo của đồng vịbền vững trong n‡ớc hồ, n‡ớc ngầm trong khe núi, vμ dòng bốc hơi

Bảng 5.1 Sự lμm giầu những đồng vị kim loại nặng trong các tr‡ờng hợp

Tr‡ờng hợp 1: ao hồ khô cạn, chất dồng vị ở trạng thái ổn định.

( không có trạng thái thuỷ văn ổn định trong tr‡ờng hợp nμy)

k a

a

h

h h h

)1()

0 0

HGGGG

a in

a in

h

h E

in F

C h

h h

h

h E

in F

in a

in

)1()

1(.)(1

H G G

H G G G

G G

trong đó:

*

HG

E

in F h h

C

)()

1(

))(

1

G

h, chiều cao lớp ẩm, Ga thμnh phần đồng vị của độ ẩm không khí, G0 thμnh phần đồng vị ban đầu của n‡ớc khi

ở thể hơi, Gin thμnh phần đồng vịcủa dòng nhập, Gss thμnh phần đồng vị ở trạng thái ổn định của hồ, H* , Ck lần l ‡ợt lμ nhân tố ảnh h‡ởng đến trạng thái cân bằng của đồng vị vμ hằng số động lực học.

Trong mặt cắt 1.1, cho ta ph‡ơng pháp giả quyết ph‡ơng trình cân bằng nμy

đ‡ợc tích luỹ phía Bảng 5.1 cho ta công thức (2) về sự hoμ tan của các đồng vị

đáy hồ, nơi có chế độ ổn định vμ ph‡ơng pháp để lμm khô những vùng bị ngậpn‡ớc Tuy nhiên, tại vị trí quan trắc thực tế hiếm khi gặp đ‡ợc trạng thái ổn

định của n‡ớc Không chỉ ở những hệ thống mặt n‡ớc thay đổi điển hình, doquá trình mang tính ngẫu nhiên, mμ còn do cả tính thay đổi theo mùa vốn có

đối với thμnh phần đồng vị bền vững của cả dòng nhập vμ độ ẩm không khí, trong cân bằng thuỷ văn vμ trong mối t‡ơng quan giữa tốc độ dòng chảy vμo vμ 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 đ‡a ra

những thông tin về những mẫu chiết của n‡ớc dựa trên cơ sở thμnh phần cấu tạo đồng vị của các chất hoμ tan ổn định cơ bản Sự thay đổi các số liệu, mùa hoặc những thay đổi khác khi đó th‡ờng hợp thμnh lỗi trong phân tích, vμ lμ nguyên nhân gây ra một vμi đánh giá sai của ph‡ơng pháp cân bằng đồng vịtrong nghiên cứu hồ (Lewis 1970; Zimmerman vμ Ehhalt 1970).

Hình 5.1 Sự miêu tả của mối t‡ơng quan về mặt thuỷ văn giữa một hồ vμ môi tr‡ờng của nó X biểu thị dòng trao đổi giữa n‡ớc trên mặt vμ l‡ợng ẩm trong khí quyển, vμ dấu suy ra sự trao đổi giữa lớp n‡ớc bên trên bị xáo trộn vμ tầng n ‡ớc hồ sâu.

Tuy nhiên, tính cực nhạy của một thμnh phần cấu tạo đồng vị trong hồ với sự thay đổi của môi tr‡ờng vμ những thay đổi của chế độ thuỷ văn có khả năng

đ‡ợc sử dụng phép đo giá trị į nh‡ giá trị của một dụng cụ đo l‡ờng, cả trong

đầ

n

tr‡ờng hợp quan trắc trực tiếp môi tr‡ờng vμ sự thay đổi của các đại l‡ợngthuỷ văn Nh‡ một chỉ số của những đại l‡ợng cổ, những tμi liệu vẫn đang

đ‡ợc sử dụng thích hợp, giả sử nh‡ các chỉ số về cacbonat trong trầm tích ở hồ

m (Stuiver 1970; Lemeille cùng những ng‡ời khác 1983; Talbot 1990)

Trong phần sau của ch‡ơng nμy, thμnh phần cấu tạo của những đồng vị trong các hồ khác nhau sẽ đ‡ợc thảo luận, dựa trên cơ sở ph‡ơng pháp luận về nhữngthông tin cần thiết có liên quan, đ‡ợc thể hiện ở phần 1.1 Những thông tin có liên quan đến kho chứa n‡ớc vμ động lực trong một hệ thống hồ có thể đ‡ợcluận ra từ tμi liệu về chất đồng vị Những yếu tố cơ bản đầu tiên đ‡ợc áp dụng

để lμm đơn giản hoá vμ 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 nμo cần, luôn có sẵn những mẫu về những nghiên cứu mμ trong đó

có sử dụng tμi liệu về các chất đồ g vị phục vụ cho việc thu thập các số liệu vềnghiên cứu thuỷ văn hồ, cân bằng n‡ớc, sự t‡ơng tác giữa các chất với môitr‡ờng của nó Chỉ có điều, trong rất nhiều tr‡ờng hợp nó chỉ thực hiện để chỉ

ra những ph‡ơng pháp tối ‡u về mặt lý thuyết nghiên cứu đồng vị, có thể áp dụng trong t‡ơng 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 vμo mối t‡ơng quan giữa (1) vμ dòng nhập có ngang bằng nhau không Nghĩa lμ: į m =į 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 thμnh phần cấu tạo của chất

đồng vị trong (1) (į 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 tr‡ờng hợp đặc biệt, hy hữu nh‡: khi sự bốc hơi lμ liên tục không gián đoạn (giống nh‡ tr‡ờng hợp thoát hơi n‡ớc ở thực vật), hoặc nh‡ trongtr‡ờng hợp hồ ở trạng thái cạn kiệt, khi đó việc xem

những tr‡ờng

chuyển hơi n‡ớc từ bề mặt vμo khí quyển

Theo công thức của Craig vμ Gordon (1965) į c đ‡ợc cho bởi mối quan hệ:

H G G D G

) ( *





1

.G HG

H  vμ H (1D)Những tham số nμy đ‡ợc liên hệ với nhau theo quan hệ: 'H HH*

Trong công thức về sự phân đoạn, do sự khuyếch tán của các phân tử n‡ớcthông qua lớp biên của không khí, đ‡ợc biểu diễn thông qua tham số 'H Đểbiểu diễn tham số nμy, dựa trên cơ sở lý thuyết về mô hình sức cản củaLangmuir, Craig vμ Grodon(1965) đã đ‡a ra dạng công thức sau:

k A

iA A

B

iB B

A

A i A

UU

Ư

Ư

C h

h

.)1(

1)

1(

TU

UUU

U

{

lμ dμnh cho các chất đồng vị đặc tr‡ng, còn ứng với ký hiệu (A vμ B) đứng tr‡ớc

lμ ở lớp khuyếch tán gần bề mặt phân giới vμ vùng nhiễu động bên trên nó Vếphải của công thức nμy 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

đơteri vμo phân tử n‡ớc (giới hạn khoảng 130/00) vμ trong tr‡ờng hợp phân tử

đ‡ợc dán nhãn O-18 (giới hạn lμ 150/00) Với điều kiện phần tử gió điều hoμtrong quá trình bốc hơi (giới hạn nμy đ‡ợc đ‡a ra bởi Merlivat - 1970)

Th‡ờng thì các tham số giới hạn Ga vμ h đ‡ợc đo hoặc đ‡ợc ‡ớc l‡ợng gần đúng sao cho lớp ở bên d‡ới có thể khuyếch tán Vì thế UBnhỏ không đáng kể khi so sánh vớiUA , vμ giới hạn thêm trong công thức (3) có thể đ‡ợc bỏ qua Ta có thể viết'H đơn giản hơn:

k

C

h)

1( 

Việc biểu diễn 'H có thể đ‡ợc ứng dụng khi ta sử dụng những giá trị của các phần tử giới hạn: h vμ Ga (đ‡ợc đo bằng cột khí) Những giá trị nμy không phải

lμ căn nguyên của sự hạ thấp mực nứơc trong cột khí, vì thế h vμ Ga không

thay đổi theo chiều cao Tuy nhiên, khi vấn đề nμy đ‡ợc đ‡a ra thảo luận trong

í

ồng vị

ái niệm về sự trao đổi

những phần sau thì điều nμy có thể sẽ không còn đúng nữa Nh‡ khi xét một

hồ lớn với dòng thăng lμ một thμnh phần quan trọng trong việc cân bằng n‡ớckhí quyển hoặc d‡ới những điều kiện it xáo trộn trong suốt cột kh

Một điều cần chú ý lμ: việc thμnh lập công thức về thμnh phần các chất đ

của thông l‡ợng bôc hơi trong công thức (2) bao hμm kh

ẩm giữa mặt hồ vμ khí quyển Dòng không khí ẩm quay ng‡ợc lại (dòng giáng)trở thμnh hiện t‡ợng đặc tr‡ng nhất tại vùng biên của lớp ẩm không khí Khi xét xa hơn thì chú ý rằng, chúng ta sẽ bỏ đi một vμi thμnh phần cản gây ra sự xáo trộn của chất lỏng theo ph‡ợng thẳng đứng

Giả định trên không phải lμ lúc nμo cũng hợp lý, đặc biệt lμ trong điều kiệnlặng gió (theo Gat 1970 , Siêgnthale 1975 )

Với Ge có đ‡ợc từ công thức ( 2a) vμ do ph‡ơng trình cân bằng n‡ớc dạng:

E out F in F dt

)(

).(

)(

h

h V

E V

in F dt

L in

G G

G

(5)Công thức nμy lμ cơ sở cho việc tính toán sự tích luỹ đồng vị trong các thuỷ vựcmặt

Những giải pháp t‡ơng đối đơn giản có thể đ‡ợc dùng cho hệ thống xáo trộnmạnh mẽ với điều kiện thuỷ văn ổn định trong cả hồ có dòng chảy chảy qua vμ

hồ ở trạng thμi gần cạn hay hồ đã khô cạn Những giải pháp nμy đ‡ợc thể hiện

ở bảng tóm tắt 1, vμ sẽ đ‡ợc thảo luận ở phần 2

Hình 5.2: Độ dốc của dòng bốc hơi nh‡ lμ một hμm của các tham số trong ph‡ơng trình 6, cho 3

tr ‡ờng hợp 'd= (d a - d n )=-12.0 vμ +10%o , theo thứ tự lμ dòng MWL, dòng băng.

Trong việc so sánh những thay đổi t‡ơng ứng giữa hai đồng vị, đặc biệt lμ ²H

vμ 18

O (những thμnh phần dồi dμo nμy theo thứ tự giống nh‡ GD vμ G18, t‡ơng

đ‡ơng với mức SMOW (n‡ớc đại d‡ơng trung bình tiêu biểu) (Craig 1961), nó

đ‡ợc xem nh‡ không giống với những phân đoạn ở trạng thái cân bằng ở đây

> @

D in a

h

h S

HGG

HGG







)(

)(

Bởi vì độ lớn của Ck cho tất cả các đồng vị đặc biệt lμ nh‡ nhau (13 vμ 15%o

theo thứ tự cho D vμ O-18) Hệ số nμy cho thấy rằng: độ dốc của dòng thăng lμ không đáng kể so với độ dốc của "dòng ở trạng thái cân bằng " Độ dốc của dòngthăng theo công thức (6) phụ thuộc vμo những tham số giới hạn của khí quyển

Cụ thể lμ, độ ẩm vμ thμnh phần của chất đồng vị trong hơi ẩm của khí quyển,các nhóm đồng vị H2 cho ta giá trị độ dốc của dòng thăng với GD đối nghịch với

G18 trong không gian nh‡ hμm số (Ga - Gin )18 với những giá trị biến thiên của độ

ẩm vμ với những giá trị khác của 'd= da - dn (ở đây da vμ dn lần l‡ợt lμ giá trị " d-d‡" của độ ẩm không khí vμ l‡ợng nhập vμo thuỷ vực Giá trị "d-d‡" đã

đ‡ợc Dansgaard định nghĩa vμ đ‡ợc tính bằng công thức: d=8 G18 - GD

Một khái niệm t‡ơng tự cũng đ‡ợc Gat chỉ ra vμo năm 1971, nh‡ng do những giá trị khác nhau của Ck, cụ thể với Gat ông cho Ck bằng 32 vμ 16%olần l‡ợtứng với18O vμ D Ngay sau đó những giá trị 15 vμ 13%oxuất hiện vμ đựoc đánh giá lμ thực tế hơn Điều nμy đ‡ợc l‡u ý trong tr‡ờng hợp khi mμ độ ẩm vμ dòng nhập ở trạng thái cân bằng đồng vị Tức lμ ở đây: da - dn = - H* vμ 'd | 0 thì giá trị của S không phụ thuộc vμo độ ẩm vμ đ‡ợc cho bởi tỷ số:

H*C k D /(H* C k)18 |3.55 Đây lμ tr‡ờng hợp th‡ờng xảy ra ở những vùngnằm trong lục địa (Craig vμ Horribe 1967) Nó còn đ‡ợc mở rộng hơn với những

điểm đặc biệt nằm riêng lẻ Sự phụ thuộc của độ dốc vμ độ ẩm thì ng‡ợc lại Độ lμm giầu thực (có liên quan tới giá trị ban đầu của Gin ) sẽ h‡ớng về bề mặt của

đối t‡ợng n‡ớc bởi quá trình bốc hơi vμ biến đổi của hơi n‡ớc Với 18O hoặc

đơteri thì phụ thuộc vμo tất cả các tham số trong công thức (5), bao gồm những tham số thuỷ văn nh‡ l‡ợng xuất chuyển trong hồ, thể tích hỗn hợp.v.v Hiển nhiên, bằng đ‡ờng đồng vị đã đ‡ợc xác định cho một hồ nμo đó, ng‡ời ta có thể thu đ‡ợc những kết quả về đo đạc nh‡ về cân bằng thuỷ văn vμ 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 nμy, một hồ giả t‡ởng đ‡ợc đ‡a ra để thảo luận

Phục vụ cho mục tiêu nμy, những đặc tr‡ng sau coi nh‡ đã đ‡ợc thừa nhận:

1 Một thể tích xáo trộn trong đó không tồn tại tính chất bất đồng nhất của cácthμnh phần đồng vị theo cả ph‡ơng ngang vμ ph‡ơng thẳng đứng (ảnh h‡ởngcủa sự phân tầng theo ph‡ơng thẳng đứng sẽ đ‡ợc xem xét ở mục 2.2)

2 Với một khu vực địa lý giới hạn, có thể đ‡ợc cho rằng: môi tr‡ờng đặc biệt lμ

độ ẩm môi tr‡ờng xung quanh không bị ảnh h‡ởng bởi thông l‡ợng bốc hơi từhồ

ồ giả t‡ởng nμy Với giả thiết các tham số không thay đổi theo thời gian, cho ở bảng 1, lμ:

Các nghiệm trạng thái ổn định cho cân bằng đồng vị của các h

h E

F

h

in

in a

in SS L

)1(.1

.

G

H G G

Giá trị nμy phụ thuộc vμo thông số h, Ga vμ các đặc tr‡ng thuỷ văn của hồ Cụ thể lμ tỷ số thông l‡ợng dòng chảy: F(in)/E Nhiệt độ vμ các thông số điển hìnhnhất của môi tr‡ờng đ‡ợc biểu diễn thông qua một ẩn số Tác động của cả giới hạn ẩm (thông qua sự phụ thuộc vμo áp suất bão hoμ hơi n‡ớc của n‡ớc trên bề mặt) vμ hệ số phân đoạn trạng thái cân bằng của đồng vị: H* (Majoube 1971) Nh‡ biểu diễn trên hình 3, độ lμm giầu của đồng vị trong hồ rất nhạy với mô hình thuỷ văn Nếu ng‡ời ta so sánh hệ thống 3 mô hình về sự bốc hơi của hồ,giới hạn của hồ thì thu đ‡ợc tổng kết nh‡ trong bảng 5 Vμ hệ thống thông l‡ợng dòng chảy trong hồ thì hiển nhiên lμ các thμnh phần đồng vị trong giớihạn của hồ sẽ phụ thuộc vμo h‡ớng thay đổi của thμnh phần đồng vị trong dòng nhập (thμnh phần đồng vị trong dòng nhập th‡ờng xuyên bị suy yếu bởi các thμnh phần đồng vị nặng) so với sự lμm giμu ở mức độ cao của n‡ớc trongquá trình bốc hơi của hồ Thông l‡ợng thμnh phần đồng vị của hồ gần nh‡ngang bằng với giá trị của dòng nhập, với thông số F(in)/E t‡ơng đối lớn Điều nμy không quá kinh ngạc vì sự thay đổi nhạy bén trong tỷ số thông l‡ợng dòng chảy lμ cao nhất Với những điều kiện trên khi mμ sự bốc hơi lμ nhân tố chính chi phối hệ thống cân bằng n‡ớc, tức lμ khi độ ẩm t‡ơng đối ở mức thấp vμ khi

tỷ số F(in)/E tiến đến một giá trị đơn nhất

Thực tế ứng dụng của ph‡ơng trình cân bằng đồng vị trong n‡ớc để xác định thμnh phần cân bằng thuỷ văn lμ việc tìm giá trị của E hay của suất chuyển ra khỏi hồ, bể chứa Để thực hiện việc nμy, ta cần tìm giá trị của Ge, điều nμy đã

đ‡ợc thảo luận trong phần đầu vμ để thu đ‡ợc nó rất khó khăn do nó không thể rút ra đ‡ợc trực tiếp từ các đo đạc Để nhận đ‡ợc Ge, ta phải dựa vμo công thức(2) vμ để có kết quả ta cần đến các giá trị của Ga, h vμ giá trị trung bình hợp lý của thμnh phần phân đoạn, tính toán cho quá trình với thời đoạn đủ dμi t‡ơngứng với thời gian n‡ớc c‡ trú trong hồ Điều nμy thể hiện những vấn đề gần nh‡ không giải quyết đ‡ợc bởi sự biến động của các thông số nμy, vμ lμ nguyên nhân gay nên tính bất định t‡ơng đối của ph‡ơng pháp nμy

Hình 5.3: Xây dựng đ‡ờng đồng vị ('= G ss - Gin ) thông qua thông l‡ợng dòng chảy trong hồ ở trạng thái

ổn định Khi hμm của độ ẩm (h) vμ tỷ số thông l ‡ợng dòng chảy (F(in)/E; khi tỷ số F(in)/E=1 t‡ơng ứng với nó lμ hồ bị cạn kiệt, không có dòng ra khỏi hồ Giá trị lμm hồ cạn ( cái đ‡ợc gọi lμ sự bốc hơi n‡ớc của hồ) đ ‡ợc cho tr‡ớc để so sánh) Ng‡ời ta cho rằng: các dòng nhập vμ l‡ợng ẩm trong khí quyển ở trạng thái cân bằng đồng vị với các đối t‡ợng n‡ớc khác, vì thế G a - Gin =-H*

Welhan vμ Fritz (1977) đã thảo luận về các nỗ lực trong việc đo đạc các thông

số nμy bằng việc sử dụng các thùng bốc hơi nh‡ lμ một mô hình của hồ Tuy nhiên, điều nμy đã đ‡ợc Allison vμ đồng sự (1979) chỉ ra rằng với ph‡ơng pháp nh‡ vậy sẽ không cho kết quả thực sự tốt do thời gian hoμ nhập của các thùng nμy lμ ngắn hơn so với hệ thống tự nhiên Thật vậy, một khả năng hứa hẹn hơn

có thể chọn đã đ‡ợc Dincer nêu ra (1968) Nội dung của nó lμ sử dụng một "hồ

đại biểu" có chế độ thuỷ văn đã biết vμ nằm trong cùng một vùng nghiên cứu

Từ các giá trị đồng vị của hồ nμy, các giá trị đã đ‡ợc trọng số hoá cẩn thận của

a

G vμ h có thể đ‡ợc suy ra Một hồ đồng nhất vμ cạn kiệt sẽ cung cấp cho hμm tốt nhất H‡ớng tiếp cận có lợi nμy đã đ‡ợc Merlivat (1970) sử dụng để giải thích cho hện thống các hồ ở Thổ Nhĩ Kỳ vμ cũng đ‡ợc Gat vμ Levy(1978) nêu

ra trong một tr‡ờng hợp t‡ơng tự

Thμnh phần thêm vμo của ph‡ơng trình cân bằng n‡ớc có thể đ‡ợc xác định nếu nếu công thức cân bằng thứ ba đ‡ợc đ‡a vμo để kết hợp với hai ph‡ơngtrình cân bằng của n‡ớc vμ đồng vị Sự kết hợp phép giải của 3 ph‡ơng trình: cân bằng n‡ớc, cân bằng đồng vị vμ cân bằng độ mặn Theo thứ tự, trong hệthống nμy: độ mặn lμ ổn định, không tính các nguồn mặn khác ở xa, so với độmặn trong hồ đ‡ợc các nhánh sông mang vμo Ví dụ, Dincer cùng cộng sự

(1979) cho thấy sự khác biệt giữa tổn thất n‡ớc bởi bốc hơi so với sự thoát hơi n‡ớc bởi thực vật của trong đầm lầy Okavango Đó lμ một ví dụ đơn giản đ‡ợc

so sánh với sự tích tụ đồng vị nặng (duy nhất E) đối với độ muối (CS, cái mμ tăng nên bởi sự kết hợp thông l‡ợng thoát - bốc hơi n‡ớc (E + T) Trên cơ sở không quan tâm đến số hạng dòng chảy, một công th‡c tiếp theo đ‡ợc tìm thấy:

()

1(

L a

S

h

C E

T E h

5.2.1 Sự thay đổi theo mùa vμ năm

Trong hầu hết các tr‡ờng hợp, các thông số chi phối các thμnh phần đồng vị

h thuỷ văn trong hồ

thời Vμ thμnh phần đồng vị của hồ sẽ biến đổi rất mạnh khi các thông

số nμy thay đổi Mặt khác, với thể tích xáo trộn lớn hơn, câu trả lời về thμnh

ị ổn định của n‡ớc hồ chỉ dao động xung quanh thμnh

của hồ qua các mùa, nó ảnh h‡ởng đến việc lμm giầu của các đồng vị nặng trong hồ Theo cách đó, tốc độ bốc hơith‡ờng xảy ra mãnh liệt trong suốt mùa

hè Vμ thμnh phần đồng vị trong giáng thuỷ thay đổi theo chu kỳ vμ dòng chảy mặt tạo thμnh dòng nhập vμo hồ Tất cả dòng chảy ngầm đóng góp vμo nguồn của n‡ớc hồ có thể đ‡ợc coi lμ ổn định hơn về thμnh phần đồng vị trong năm, thực tế đã đ‡ợc Stichler vμ Moser-1979; Krabbenhoft cùng cộng sự 1990 xácminh lμ Gin thay đổi theo từng mùa phụ thuộc vμo đặc tín

theo mùa Tại hầu hết các vùng trong lục địa, thμnh phần đồng vị của độ ẩm khí quyển gần sát với thμnh phần đồng vị của giáng thuỷ Vì thế độ sai lệch giữa thμnh phần đồng vị của hơi n‡ớc khí quyển (Ga ) vμ của giáng thuỷ tồn tịa

gần với quan hệ cân bằng Ga - GP =-H* Tuy nhiên, những thông số khác không nhất thiết phải biến đổi trong sự hoμ hợp vμ phụ thuộc vμo thời tiết Về mặt nμy lμ những điều kiện địa lý vμ thuỷ văn quy định, về mặt khác lμ sự chanhchấp qua lại giữa những điều kiện về địa hình, địa chất

Từ ph‡ơng trình (5), hiển nhiên rằng câu trả lời về thμnh phần đồng vị trong

hồ thay đổi lμ do thông số đầu vμo phụ thuộc vμo kích cỡ của hồ hay bể chứa

Sẽ chính xác hơn nếu biết thời gian c‡ trú của n‡ớc trong hồ Với hồ cực nông, tại mọi thời điểm n‡ớc gần nh‡ ổn định về thμnh phần đồng vị, với nhóm thông

số tức

phần đồng vị của hồ ít biến động hơn khi môi tr‡ờng thay đổi Trong hầu hếtcác hồ, thời gian c‡ trú của n‡ớc trong hồ có độ lớn lμ năm hay vμi năm vμ lâu hơn, thμnh phần đồng v

phần đồng vị ổn định trạng thái trung bình Thực vậy, l‡ợng đồng vị phản ứnglại trong n‡ớc hồ do một thay đổi nhất định trong các tham số đầu vμo có thể

đ‡ợc sử dụng nh‡ lμ một đo đạc nhạy cảm của các biến thuỷ văn F(in)/V hay F(in)/E Zimmermann vμ những ng‡ời khác (1976) đã lấy ‡u điểm của một

tr‡ờng hợp nh‡ vậy trong một nghiên cứu về sự xáo trộn vμ các đặc tr‡ng qua dòng chảy của sông Niger đi qua hồ chứa nhân tạo Kainji.

Hình 5.4 Tích luỹ của sự lμm giμu đồng vị ở đầm lầy Okavango, Botswana nh‡ lμ một hμm số của độ muối tăng cho các tỷ lệ khác nhau của sự bốc hơi với tổng l ‡ợng dòng bốc thoát hơi (Dincer vμ những ng‡ời khác 1979)

Bằng việc so sánh sự thay đổi trong thμnh phần đồng vị của dòng chảy ra từ hồ

chứa với thμnh 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 nμy thay đổi từ xấp xỉ 10% ở chỗ n‡ớc 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 thμnh phần chất đồng vị của một hồ ôn đới

đ‡ợc lí t‡ởng hoá cho những thay đổi theo mùa trong các tham số bên ngoμi, dựa trên số liệu cho hồ Tiberias, một hồ ấm đặt trong môi tr‡ờng khí hậu ĐịaTrung Hải bán hoang mạc ở phía trên thung lũng Jordan (Israel) Trongtr‡ờng hợp nμy những thay đổi trong thμnh phần đồng vị của n‡ớc chảy vμo trong suốt một năm đ‡ợc nhận thấy lμ bị giới hạn, bởi vì các dòng chảy vμo chủ yếu lμ từ các hệ thống sông đ‡ợc n‡ớc ngầm cung cấp; những thay đổi nμy từ mùa đông sang mùa xuân vμ vμo trong mùa hè đơn thuần lμ từ giá trị

9

6

18 

G 0/00 tới G18 6.30/00vμ cuối cùng lμ tới G18 5.90/00

Hình 5.5 Thay đổi theo mùa trong thμnh phần đồng vị của một hồ ôn đới dựa trên các tham số đ ‡ợc

đ ‡a ra bởi Gat (1970) cho hồ Tiberias Giá trị ổn định trạng thái (Gssđ ‡ợc đ‡a ra cho các giá trị trung bình của các tham số sau:

;71.2)(

;4.30683

E

in F E

Sự xáo trộn của giáng thuỷ mùa đông địa ph‡ơng, có các giá trị G18 giữa 3 tới

-5 0/00, tạo ra các giá trị động vị của nhóm dòng chảy vμo thậm chí ít biến động

hơn Hơn nữa, ảnh h‡ởng của chu trình hμng năm của thμnh phần đồng vị của l‡ợng ẩm khí quyển [các giá trịGa 18O

(Tzur 1971)] bị cản trở bởi độ ẩm thấp mμ chiếm

Ng‡ợc lại, ng‡ời ta đã nhận thấy rằng thay đổi hạn dμi trong cân bằng thuỷ văn bỏ qua các ảnh h‡ởng của những thay đổi theo mùa Thể tích của dòng chảy vμo hμng năm thay đổi qua các năm nghiên cứu (1950-1970) bởi nhiềuhơn một nhân tố, do các điều kiện hạn hán vμ (nh‡ đ‡ợc chỉ ra trong hình 5.6) phản ứng đồng vị của thμnh p ần đồng vị của n‡ớc hồ đối với những thay đổinμy trong tốc độ xuyên qua dòng chảy trong hồ, lên tới hơn 2% trong G18, bởi việc v‡ợt xa biên độ mùa xấp xỉ bằng 0.50/00 (Gat 1970) Thực vậy, các ảnh h‡ởng của sự thay đổi trong tốc độ qua dòng chảy trội hơn hẳn của tất cả các tham số môi tr‡ờng khác Vì vậy thμnh phần đồng vị của hồ đáp ứng nh‡ một tr‡ởng nhóm thuỷ văn cho khu vực nμy, nhiều hơn nhiều so với thμnh phần

đồng vị của giáng thuỷ, mμ không có t‡ơng quan thật tốt với l‡ợng m‡a từng mùa

5.2.2 Các hồ n€ớc ngọt sâu

Hầu hết các hồ sâu hơn phát triển một sự phân tầng mật độ theo ph‡ơng thẳng

đứng trong suốt bộ phận của chu trình hμng năm, trong khi đó các hồ rất sâu

vμ đặc biệt lμ các hồ n‡ớc mặn có thể thể hiện sự phân tầng hạn dμi Để nhắc lại một số thuật ngữ nghiên cứu về hồ sử dụng trong ch‡ơng nμy, cần nhớ rằng trong một hồ mμ bị phân tầng (do một profile nhiệt độ vμ/hoặc độ muối theo ph‡ơng thẳng đứng), khu vực có mật độ nhỏ hơn hơn bên trên đ‡ợc gọi lμ tầng n‡ớc nông mật độ nhỏ, với lớp sâu hơn có mật độ lớn lμ tâng n‡ớc sâu mật độ lớn Các hồ mμ đã trải qua một chu trình hμng năm của sự đảo lộn do một sựtích luỹ nhiệt độ theo mùa trong mùa hè, đ‡ợc gọi lμ xáo trộn th‡ờng niên Các

hồ với hai sự đảo lộn hμng năm, điển hình nh‡ diễn ra ở các khu vực lạnh, lμ

ơn cho tất cả các mục đích thực tế (Lerman 1971), vμ tầng n‡ớc nông

đ‡ợc coi nh‡ một hệ thống "thay đổi" riêng biệt với

xáo trộn bán th‡ờng đơn niên Các hồ mμ không đều đặn đảo lộn chu trình xáo trộn hμng năm, vμ đ‡ợc phân tầng th‡ờng xuyên hơn, đ‡ợc gọi lμ các hồ xáo trộn dμi hạn (Hutchinson 1957) Trong tr‡ờng hợp sau một gradient mật độmạnh có thể ngăn cản trao đổi vật chất giữa lớp bên trên bị xáo trộn vμ n‡ớcd‡ới 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 hoμn cảnh khác, ví dụ trong tr‡ờng hợp của một sự phân tầng nhiệt, phải lấy vμotrong 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 hμng năm Khi độtbiến nhiệt tích luỹ vμ tiêu tan, các lớp n‡ớc sâu hơn đ‡ợc hợp nhất vμo trongtầng n‡ớc nông mật độ nhỏ Tại thời điểm đảo lộn của các khối n‡ớc hồ ảnh h‡ởng nμy lμ cực hạn

Để tính toán cho sự trao đổi vật chất qua vị trí đột biến nhiệt độ nμy, các sốhạng bổ xung phải đ‡ợc thêm vμo cho RHS của ph‡ơng trình (5) Nếu

G biểu thị l‡ợng chất đồng vị của lớp sâu hơn bên d‡ới vị trí đột biến nhiệt

độ, thì những số hạng bổ xung nμy có thể đ‡ợc viết bằng:

hyp

epi

X

GG

trội hơn của 'V

có thể lμ lớn đáng kể trong cân bằng đồng vị, bởi vì sựliên quan tới các thμnh phần thuỷ văn khác của ph‡ơng trìnhcân bằng n‡ớc trong suốt các thời kỳ của đ‡ờng tỷ trọng hạ xuống nhanhchóng, nh‡ đ‡ợc minh hoạ bên d‡ới Nó đi mμ không nói rằng điều nμy mở ra những khả năng của việc khám phá ra sự kết hợp nμo đó của các khối n‡ớc từ một phổ vμo trong một phổ khác, bằng việc theo sau những thay đổi trong thμnh phần đồng vị trong suốt sự tích luỹ hay tiêu mòn của sự phân tầng Một profile đồng vị theo ph‡ơng thẳng đứng rõ rμng lμ hữu ích nhất trong việc thiết lập cho phạm vi nμo các khối n‡ớc d‡ới sâu hơn thực sự biểu thị một hệ thống

đóng kín, trong tr‡ờng hợp nμo thμnh phần đồng vị của tầng n‡ớc sâu d‡ới đáy

đ‡ợc mong đợi lμ bất biến miễn lμ sự phân tầng vẫn giữ không bị đụng chạm

đến

Xem nh‡ một ví dụ có thể chấp nhận đ‡ợc tr‡ờng hợp của hồ Tiberias, một hồ xáo trộn th‡ờng niên, 40 m sâu với một thời gian n‡ớc c‡ trú trung bình bằng

cỡ 5 năm mμ cân bằng mặt n‡ớc của nó đã đ‡ợc thảo luận tr‡ớc đây Hồ đó

đ‡ợc tìm thấy lμ trong một trạng thái bị xáo trộn từ khoảng tháng 12 tới tháng 3: một dị th‡ờng nhiệt độ tích luỹ trong suốt mùa xuân, đμo sâu thêm từ một vị trí ở -5m vμo tháng 4 tới 18 - 19 m cuối mùa hè cho đến khi nó ổn định hoá vμo mùa thu vμ đầu mùa đông tại một độ sâu xấp xỉ bằng -25 m Những sự phân tầng đ‡ợc kết thúc bởi một sự đảo lộn mμ th‡ờng diễn ra trong suốt tháng 12 (Oren 1962)

Những đo đạc đồng vị đ‡ợc Gat báo cáo (1970; Hình 5.7) thể hiện n‡ớc tầngd‡ới sâu để bảo toμn thμnh phần của hồ trong suốt tháng 3, chỉ nh‡ sự phân tầng bắt đầu, nh‡ đ‡ợc mong đợi Trong suốt thời kỳ sự phân tầng nhiệt độ mùa hè, n‡ớc trên mặt đ‡ợc lμm giμu hơn trong các chất đồng vị nặng so với

‡ờng nhiệt độ đ‡ợc phác hoạ bằng profile đồng

vị Bản đồ lồng của Hình 5.7 biểu hiện ảnh h‡ởng của sự phân tầng vμ của sự tầng n‡ớc sâu d‡ới đáy vμ dị th

thay đổi thể tích xáo trộn đối với sự tiến triển của thμnh phần đồng vị trong năm Ng‡ời ta chú ý riêng ảnh h‡ởng của việc phụ thuộc của dị th‡ờng nhiệt

độ bằng xấp xỉ 5 m vμo tháng 9, mμ dẫn tới một tính gián đoạn đáng kể trong

đ‡ờng cong đồng vị

G

G1

Hình 5.6 So sánh giữa những thay đổi dμi hạn trong (đ‡ờng cong bên trên) của n‡ớc hồ Tiberias

vμ trung bình 5 năm của l ‡ợng dòng chảy vμo (đ‡ờng cong bên d‡ới) Các vòng tuần hoμn đầy đủ

‡ợcnhận ra ở phần hạ l‡u của tầng ngậm n‡ớc Hình 5.8 thể hiện profile đồng vịtrong sự phân tầng mùa đông (thời kỳ bị băng bao phủ) vμ mùa hè t‡ơng ứng Một khuôn mẫu thú vị lμ sự rút hết ra t‡ơng đối của các chất đồng vị nặng trong (bên d‡ới băng) n‡ớc bề mặt vμo mùa đông, đ‡ợc các tác giả quy cho sự lμm giμu có lựa chọn của các chất đồng vị nặng trong băng, cho phép n‡ớc tháo hết hơn Thực vậy Ragotzkie vμ Friedman (1965) đã gợi lên một sự mở rộng t‡ơng tự cho tính toán l‡ợng đồng vị thấp hơn của hồ Vanda, ẩntctica, so với n‡ớc chảy vμo từ băng tan Mặt khác, trong suốt mùa hè, profile đồng vị trong

biểu thị dòng chảy vμo hμng năm trong suốt năm thuỷ văn tr ‡ớc (tháng 10 -tháng 9) (Lấy từ hình 5.7 của Gat 1970).

Krabbenhoft vμ những ng‡ời khác (1990) đã mô tả một xáo trộn bán th‡ờng

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 n‡ớc c‡trú gần 10 năm Không có các cửa ra vμ cửa vμo trên mặt, về bản chất nó lμmột hồ n‡ớc ngầm cửa sổ với dấu hiệu bốc hơi của n‡ớc hồ sẽ dễ dμng đ

hồ Sparkling lμ bình th‡ờng, với một tầng n‡ớc nông mật độ nhỏ đ‡ợc lμm giμu

về mặt đồng vị đã ở trên đỉnh của n‡ớc tầng d‡ới sâu bị tháo hết ra hơn về mặt

đồng vị

Các profile đồng vị cho hai hồ xáo trộn dμi hạn sâu, trong tr‡ờng hợp ở thung lũng Rift thuộc châu Phi, đã đ‡ợc trình bμy Hồ Malawi, với một độ sâu lớn nhất bằng 785 m, vμ hồ Tanganyika (sâu 1470 m) đều thể hiện một dị th‡ờngnhiệt độ giữa 100 vμ 250 m mμ qua đó một sự chênh lệch đồng vị đ‡ợc duy trì Một profile hai bậc đã đ‡ợc tìm thấy ở hồ Malawi (Gonfiantini vμ những ng‡ờikhác 1979) với các giá trị G18 tăng từ +1.650/00 ở tầng n‡ớc nông mật độ nhỏ tới +1.920/00 ở đới chuyển tiếp, vμ tới +2.08 r 0.050/00 ở tầng n‡ớc d‡ới sâu Trong

hồ Tanganyika, Craig (1974) tìm thấy một sự tăng dần dần các giá trị đồng vị qua điểm dị th‡ờng nhiệt độ, từ giá trị trên mặt bằng +3.40/00 trong G18tới giá trị bằng +4.19 r 0.030/00 ở độ sâu hơn 200 m

Trong tr‡ờng hợp của các hồ châu Phi nμy n‡ớc đ‡ợc lμm giμu trong các loại

đồng vị nặng vμ các giá trị đồng vị của chúng đổi chỗ quan hệ với đ‡ờng n‡ớcbăng (Craig 1961a) Tuy nhiên, d‡ới các điều kiện lạnh hơn vμ ẩm ‡ớt dấu hiệu bốc hơi lμ ít rõ rμng hơn; nh‡ lμ tr‡ờng hợp của hồ Baikal, trong đó giá trị đồng

vị trung bình lμ GD= -1170/00 vμ G18=-160/00 nằm gần với MWL (Ferronsky vμPolyakov 1982)

.3 Các khối mặt n€ớc tạm thời

5.9 trình bμy khái quát một số khối mặt n‡ớc nông vμ tạm thời v

tiến triển thuỷ văn vμ tiến triển đồng vị của chúng từ một giai đoạn đang

đầy vμo thời kỳ khô hạn

tất cả các hệ thống nμy thμnh phần chất đồng vị gần nh‡ lμ của n‡ớcang pha loãng trong các pha lμm ngập n‡ớc, trong khi các loại đồng vị

g đ‡ợc lμm giμu trong các pha bốc hơi ở vị trí mức n‡ớc thấp nhất Cấp độlμm giμu rõ rμng lμ lớn hơn cao hơn vai trò của sự bốc hơi trong cân

‡ớc tổng

g vị để định l‡ợng các cân bằng thuỷ văn trong những hệ thống nh‡ vậy.một số các tham số trong ph‡ơng t

hệ thống tạm thời, một sự tích hợp số th‡ờng phải đ‡ợc thực hiện để tính

ho việc thay đổi thμnh phần đồng vị c

thuộc vμo các hoμn cảnh riêng Tuy nhiên, một đặc tính chung thú vị của

hồ tạm thời nμy lμ một tốc độ đ‡ợc tăng nhanh hơn củ

ng thμnh phần đồng vị về phía cuối của các chu trình tồn tại của những hệnμy, khi các thể tích của chúng rút lại

t tình huống đặc biệt đ‡ợc biểu thị bằng các hồ đồng bằng ngập lụt, mμ bị

n ngập bởi n‡ớc sông chảy qua tại thời kỳ n‡ớc cao Các hồ mμ sau đó có thể

bằng thay đổi trong thể tíc

c trên mặt hồ Tiberias trên sự giả sử của một hệ thống bị xáo trộn (- '-'-) vμ phân tầng (-x-x-) t‡ơng

ng tr‡ờng hợp sau độ sâu dị th‡ờng nhiệt độ đ‡ợc Oren mô tả (1962) đí đ‡ợc giả sử (theo 0)

sự (1989) về hệ thống hồ ở vùng bãi bồi rừng rậm Amazonian Thμnh phần

đồng vị của những hồ nμy thay đổi từ giá trị đồng vị đặc tr‡ng của dòng chảy chính của vùng Amazonas vμ các sông nhánh của nó tới giá trị đã đ‡ợc lμmgiμu hơn, gây ra bởi việc tham gia của n‡ớc từ các dòng chảy mặt lân cận vμ sự

những

nμy sẽ tồn tại trong suốt vòng tuần hoμn của nó, nh

hìn

bởi sự bốc hơi trong hệ thống hồ, mức độ dịch chuyển dọc theo đ‡ờng bốc hơi

c nghiên cứu đồng vị có thể đ‡ợc sử dụng để phân biệt giữa n‡ớc bắt nguồn

g chảy qua, sự rút n‡ớc cục bộ, hay n‡ớc còn lại từ các chu trình

giáng thuỷ trong vùng tăng lên Bởi các thμnh phần đồng vị của tất cả cácthμnh phần trên nằm trên MWL, nên thμnh phần đồng vị của những hồ

‡ minh hoạ trên giản đồ

h 5.10

hiên, độ lệch khỏi MWL của đ‡ờng bốc hơi

nh‡ vậy lμ phép đo mối quan hệ n‡ớc mất đi bởi cơ chế nμy

Hình 5.8 Các profile đồng vị mùa đông vμ mùa hè ở hồ Sparkling, Wisconsin (Krabbenhoft vμ những

Sự tác động qua lại giữa n‡ơc hồ vμ n‡ớc trong các hốc ở bên trên lớp trầm tíchhoặc ở bờ hồ sẽ đ‡ợc tính tóan sau trong mối quan hệ với độ mặn của hồ, nơi

mμ sự tác động nμy rất lớn Tr‡ờng hợp hay gặp lμ tr‡ờng hợp mμ các vỉa nhỏ của hồ dọc theo cả dòng chảy bề mặt vμ dòng chảy ngầm thì l‡ợng n‡ớc chảy ra của hồ th‡ợng l‡u đ‡ợc phân bố cho l‡ợng n‡ớc vμo của hồ hạ l‡u Khi điều

5.10 Thμnh phần đồng vị của các hồ đồng bằng ngập lụt: Hồ A lμ một tr ‡ờng hợp mμ thμnh phần của hồ giảm trên MWL, hiển nhiên lμ một sự xáo trộn của n‡ớc sông vμ thoát n‡ớc cục bộ vμ

ảy mặt Hồ B lμ một tr ‡ờng hợp mμ thμnh phần đồng vị của n‡ớc hồ giảm tới đúng MWL, do

ơi Trong tr‡ờng hợp nμy thμnh phần nguồn (S) đ‡ợc tính toán bằng sự ngoại suy ng‡ợc trở

WL theo "đ ‡ờng bốc hơi" đí vẽ (Theo Mart

ng một số tr‡ờng hợp tạm thời, sẽ không có sự đ‡a n‡ớc lỏng ra ngoμi vμ

ều kiện thuận lợi cho tích tụ độ muối Các ví dụ cho hệ thống hồ n‡ớc

ẽ đ‡ợc thảo luận chi tiết hơn trong phần 5.5

tác động qua

ng các tr‡ờng hợp thảo luận, sẽ dẫn tới việc xem xét các hồ nh‡ thực thể

ng trong môi tr‡ờng nó tạo ra, thμnh phần đồng vị cho tr‡ớc của cả

ng n‡ớc vμo, độ ẩm khí quyển xác định bởi quá trình qui mô lớn vμ không bịởng bởi quá trình bốc hơi địa ph‡ơng T‡ơng tự nh‡

hồ nhỏ vμ độc lập

iên, mối tác động qua lại giữa hồ vμ

ng tr‡ờng hợp có cả sự bốc hơi vμ vỉa nhỏ của hồ ở nơi mμ dòng chảy vμo một

c lμm giμu bởi đồng vị nặng , bảo toμn bởi một phần

c Bây giờ ta sẽ thảo luận sự tác động qua lại nh‡ vậy có ảnh h‡ởng nh‡

o tới sự tích tụ đồng vị trong n‡ớc hồ vμ trong

nμy xảy ra thì có sự lμm giμu đồng vị tích tụ ở hồ thứ hai, do vậy một vỉa có thể

bị cạn ở hồ chính, chỉ đ‡ợc cung cấp bởi giáng thuỷ, vμ dòng chảy vμo hồ dựa vμo dạng lμm giμu đồng vị Một ví dụ mμ ảnh h‡ởng nh‡ vậy đ‡ợc sử dụng d‡ợc đ‡a ra bởi Friedman vμ Ređfiel (1971), ng‡ời đ‡a vμo mối quan hệ qua lại

về thuỷ văn hồ ở vùng Grand Coulee, dựa vμo mức độ lμm giμu dạng đồng vị nặng trong hồ

o dòng chảy Tuy nhiên, sự tích tụ bị xáo trộn bởi n‡ớc khí t‡ợng thâm nhập

từ l‡u vực sông bao quanh đ‡ờng phân thuỷ, gây khó khăn cho mô hình

ng vùng Trạng thái đơn giản hơn nhiều ở trong vùng khô hơn, nơi mμ có ítthêm n‡ớc bề mặt bởi sự xâm nhập của dòng n‡ớc đến

y sẽ đ‡ợc xem nh‡ một ví dụ của một vỉa hồ Mô hình "hồ bốc hơi" sẽ đ‡ợc

ng cho tr‡ờng hợp nμy, với quy mô độ dμi đ‡ợc thay thế cho trục thờn

ờ chúng ta sẽ xem xét quy luật tích tụ của đồn

o những thảo luận trong phần 1.1 Để đơn giản trong tính toán, ta giả sử

thuỷ trong khu vực xét ( pG ) trong trạng thái cân bằng đồng vị với độ ẩm

í quyển (Ga), vì thế Ga pG H (điều nμy có thể tính cho vùng nhiệt độ ở giữa

a theo Craig vμ Horibe1967, Jacob vμ Sonntag 199

ững hồ nμy đều ở trong trạng thái mμ đồng vị vμ thuỷ lực học ổn định, do đó

c nhau giữa sự tích tụ đồng vị ở vỉa của hồ vμ hồ đơn giản chỉ lμ giá

vμo khí quyển (Gat vμ Bowser 1991) Thực tế giá trị tới hạn đạt tới khi

y nhiên, có thể đ‡a ra giả thiết lμ sự tích tụ đồng vị cuối cùng sẽ v‡ợt quá vμ lâu sẽ xảy ra sự lμm giμu đồng vị, do ảnh h‡ởng của

Hình 5.11 cho thấy sự tích tụ trong hệ thống hồ kép đối với điều kiện biên thay

đổi Sự lμm giμu trong hệ thống hồ kép hiển nhiên v‡ợt quá sự lμm giμu trong

5. 2.2 Các hồ n€ớc sâu

Hầu hết hồ sâu phát triển phân tầng mật độ theo ph‡ơng thẳng

đứng suốt phận chu trình hμng năm, hồ sâu

vμ đặc biệt lμ hồ n‡ớc mặn thể... ph‡ơng trình (5) , hiển nhiên câu trả lời thμnh phần đồng vị

hồ thay đổi lμ thơng số đầu vμo phụ thuộc vμo kích cỡ hồ hay bể chứa

Sẽ xác biết thời gian c‡ trú n‡ớc hồ Với hồ cực... cho hai hồ xáo trộn dμi hạn sâu, tr‡ờng hợp thung lũng Rift thuộc châu Phi, đ‡ợc trình bμy Hồ Malawi, với độ sâu lớn 7 85 m, vμ hồ Tanganyika (sâu 1470 m) thể dị th‡ờngnhiệt độ 100 vμ 250 m mμ