当前的世界环境

介绍

显而易见的是，随着地表水和地下水相互作用，土地和水资源的发展影响其他两种形态的数量和质量影响，并且可能导致彼此的质量变化。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，并且同位素可以是潜在的工具。由于各种水文过程，水体中氢和氧同位素的组成在时间和空间中变化。因此，水的起源和循环可以通过氢和氧同位素丰富来跟踪。¹研究人员通过在地表水地水土中的同位素和水力学进行了各种研究。^2-10

湖水的同位素比率通常与流入湖泊的河水的同位素比例。特别是案例，例如没有出口河，通过蒸发和具有大气水分的同位素交换来改变湖水的同位素比例。在湖泊中，湖水供水以及湖上的降水与流出的总和（包括从底部泄漏）和蒸发。如果蒸发速率相当大，大致超过百分之几的流出，改性变得显着，湖水的同位素比率通常加强。在这种情况下，D的变化率^18.o由蒸发和同位素交换的相对程度控制。克雷格和戈丹（1965年）^11.从理论上理论上讨论了蒸发和同位素交换同时进行，并且它们的模型已应用于许多湖泊研究（例如Sakai和Matsubaya，1977）。^12.

Hemavathi Conal左岸左岸有一系列湖泊，距离Tumkur市的距离20公里，湖泊均为且未定义。^13.降雨的时间和空间变化在该地区不均匀，当时该地区连续多年来没有收到降雨。这些湖泊位于半干旱地区，蒸发速度高，因此地下水补给似乎是水储存的最佳手段。岩石被风化和破裂，具有多个染料。湖泊位于硬岩区域，下面的岩石被破裂。^13.因此，它必须确定地下水流动的方向和数量。在恶霸地区，分析并不像在冲积区域中那么简单，并且所需的专业技术，如同位素方法，因为传统的分析方法可能没有有用。为此目的，使用环境同位素技术追踪一系列湖泊之间的地下水流动路径。

方法

从4个NOS收集水样。根据表1中所示的细节，从湖泊的周边从湖泊泵/管孔中收集定义的湖泊（Kadaba，Belavatta，Pura和Nittur）和地下水样品。在取样期间记录所有样品的纬度，经度，高度和电导率。

样品收集随后是国家水文研究所（NIH），罗克特国家水文研究所的稳定同位素分析。

双入口同位素质谱仪用于计算D.^18.o所有收集的样品的值，并因此将地面水源与运河和地面水解释进行解释。

结果与讨论

同位素组成（δ^18.o）在地下水中发现-2.97至+ 4.85‰，地表水的范围为-0.8至4.63‰（表2）。

地区下半部分在该区域的下半部分。L2G2：-2.97‰，L1G2：-2.86‰，L1G1：-2.9‰。初始同位素组成的水必须比-2.97更轻，但是只有在充电超速充电过程中蒸发时，才会发生-3.0‰（或等于-2.97‰）。可能是由于蒸发，湖水似乎在其位点观察到的同位素组合物中：L2S1，L3S1，L1S1和L4S1值分别为-0.8‰，+ 3.13‰，+ 4.47‰和+ 4.63‰。

表1：样品收集细节 点击此处查看表格

通常，与附近地下水相比，湖水盐度较低。湖水盐度从390 ms / cm至610 ms / cm变化，而地下水盐度变化从430 ms / cm至1350 ms / cm。从湖泊站点L4S1收集的样品虽然表明蒸发程度很好（δ^18.o = 4.63‰）其盐度（EC）为390ms / cm。在没有蒸发的情况下，这意味着预期盐度远远低于390μs/ cm。

因此，淡水的初始组成（未进行蒸发，混合和污染）可以被认为是EC <390 ms / cm和d^18.o数据〜-3.0‰。使用该初始值，可以评估表面水和地下水的形成。

L3G1落在L4的下端，其δ^18.O（4.85‰）和EC（430μs/ cm）略高于L4S1（δ^18.o = 4.63和EC =390μs/ cm）。这种富集（高于L4的〜5％，具有δ^18.o = 4.65‰）可能导致其盐度浓缩10％。这两个水都相对于原始水高度蒸发。δ.^18.L3S1的O为3.13‰，比L3G1水轻（δ^18.o = 4.85‰）但与初始组成-3.0‰相比，富集。这种水可以通过混合22％的-3℃和78％的4.85‰同位素组合物地下水的淡水形成。因此，在L4处再充电的地下水的流动持续到其下游至少直到L3。子表面盐的溶解可能导致点L3G1和L3S1之间的地下水盐度增加，但由于从淡水中稀释（22％）稀释，在L3S1上没有看到盐度的增加。

在L2G1时采样地下水具有δ^18.o〜-3.0‰比l3g1要耗尽。如果通过表面水体形成（类似于L3G1，但具有δ的表面源^18.o〜-3.0‰）然后其盐度将远低于430μs/ cm。因此，它只能被解释为由于局部沉淀而导致的地下水。因此，EC =430μs/ cm和δ^18.o = -2.97‰可以在研究区域中作为新的充电地下水引起的沉淀。

表2：同位素组合物的变异（δ^18.o‰）和研究区的盐度。

δ.^18.L2S1（=-0.8μ）的O基本上相对于δ富集^18.o为l2g1（= -2.97‰）。这种富集预计将增加近1000ms / cm的L2S1的盐度，与L2G2相似，具有相似δ^18.o（= -0.7‰）。但L2S1的EC要低得多（610μs/ cm）。盐度降低只能通过沉淀或由于与L4或L3的链接来解释淡水。

L1S1的地表水（δ^18.o = 4.47‰）如果直接连接到L2S1（δ^18.o = -0.80‰，EC =610μs/ cm）然后其EC预计>610μs/ cm。但是，L1S1的EC为430ms / cm。这解释说，水体L1S 1通过沉淀直接填充，并且可以在较小的范围内从上到达水体缩小。此外，它与附近的地下水没有相关联。否则，L1G1也将具有相似的δ^18.o和EC作为L1S1的EC。

l1 g2有δ^18.o非常类似于L1G1，但是，其EC（= 810ms / cm）远低于L1G1的EC。这表明L1G2的地下水盐度洗涤。因此，L1G2的地下水预计将在其西北地区充电，该地区冲洗局部盐度并作为底部流入L1的基础流量。

结论

湖水似乎在其同位素组合物中富集主要是由于该区域蒸发。与附近的地下水盐度相比，湖水盐度较低。在Nittur Lake的地下水流量再充电，至少直到pura下游。在点Pura-地下水和地表水之间看到地下水盐度的增加（可能是由于亚表面土壤的溶解）。发现在贝拉瓦塔上采样的地下水从局部沉淀而不是从表面体充电。由于从水体上部到达的径流，水体（卡达巴）主要是由于沉淀和一定程度。湖水 - 地下水（例如，场地Pura）和地下水 - 湖水（例如，网站Kadaba）之间存在一个强有力的联系。

因此，预计这一程序将从根本上增加使用的责任，并有助于规划合适的地下水供应，并提供全面的方法，以促进最大的农业产出和工业增长。

承认

作者感谢国家水文学会，罗基国家水文研究所的支持和鼓励。

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