جدول تناوبی — هیدروژن
هیدروژن دو ایزوتوپ پایدار دارد: پروتیوم ( 1H ) و دوتریوم ( 2H ,D). دوتریوم شامل 0.0184-0.0082٪ از کل هیدروژن (IUPAC) است. نسبت دوتریوم به پروتیوم نسبت به آب مرجع استاندارد VSMOW گزارش شده است. یک ایزوتوپ رادیواکتیو، تریتیوم (T یا 3 H) در پایان بخش مورد بحث قرار گرفته است.
کریگ (1961a) مشاهده کرد که مقادیر d18O و d2H ( dD ) بارشی که تبخیر نشده است به صورت خطی با :
d D = 8 d 18 O + 10این معادله که به عنوان «خط آب شهابسنگ جهانی» (GMWL) شناخته میشود، بر اساس دادههای بارش از مکانهای سراسر جهان است و دارای مقدار r 2 بهتر از 0.95 است. این ضریب همبستگی بالا نشاندهنده این واقعیت است که ایزوتوپهای پایدار اکسیژن و هیدروژن در مولکولهای آب ارتباط نزدیکی با هم دارند. در نتیجه، نسبت های ایزوتوپی و تقسیم بندی دو عنصر معمولاً با هم مورد بحث قرار می گیرند. شیب و رهگیری هر «خط آب شهابسنگ محلی» (LMWL)، که خطی است که از بارش جمعآوریشده از یک مکان منفرد یا مجموعهای از سایتهای «محلی» به دست میآید، میتواند به طور قابلتوجهی با GMWL متفاوت باشد. به طور کلی، اکثر این خطوط محلی دارای شیب 8 +/- 0.5 هستند، اما شیب در محدوده 5 و 9 غیر معمول نیست.
فرآیندهای طبیعی می توانند باعث شوند که آب از GMWL جدا شود. آبی که تبخیر شده یا با آب تبخیر شده مخلوط شده است، معمولاً در زیر خط آب شهابسنگ در امتداد خطوطی قرار میگیرد که MWL را در محل ترکیب اولیه تبخیر نشده آب قطع میکنند. خطوط تبخیر با شیب در محدوده 2 تا 5 رایج است. واکنشهای دیاژنتیکی با دمای پایین که شامل هیدرولیز سیلیکات میشود، گاهی اوقات میتواند باعث افزایش مقادیر d18O و dD آبها شود.
دو عامل اصلی که علامت ایزوتوپی بارش را در یک مکان مشخص کنترل می کنند عبارتند از: 1) دمای تراکم بارش و 2) درجه بارندگی توده هوا (نسبت بخار آبی که قبلاً به بارندگی متراکم شده است به بارش). مقدار اولیه بخار آب در توده هوا). بیشتر بخار آب موجود در اتمسفر از تبخیر اقیانوس های عرض جغرافیایی پایین به دست می آید. بارش حاصل از این بخار همیشه در D و 18 O نسبت به بخار غنی می شود و تقسیم بین باران و بخار تابعی از دمای میعان است. بنابراین، با حرکت ابرها در سراسر قاره، بارش پیشرونده باران باعث می شود که طوفان های بارانی پی در پی به طور فزاینده ای سبک تر شوند ( مقادیر d منفی تر ).
بارش منبع نهایی آب زیرزمینی تقریباً در همه سیستم ها است. از این رو، آگاهی از عوامل کنترل کننده ترکیبات ایزوتوپی بارش قبل و بعد از شارژ مجدد، امکان استفاده از ایزوتوپ های اکسیژن و هیدروژن را به عنوان ردیاب منابع و فرآیندهای آب فراهم می کند. در مقیاس منطقه ای، توزیع ترکیبات ایزوتوپی توسط چندین عامل کنترل می شود:
- اثر ارتفاع: در سمت باد یک کوه، مقادیر d 18 O و d D بارش با افزایش ارتفاع کاهش می یابد. گرادیان های معمولی 0.15- تا 0.5- ‰ در هر 100 متر برای 18 O، و -1.5 تا -4 ‰ در هر 100 متر برای D است. این الگو اغلب در کوه های داخلی، برای برف، یا در سمت بادگیر کوه ها مشاهده نمی شود.
- اثر عرض جغرافیایی: مقادیر d 18 O و d D با افزایش عرض جغرافیایی به دلیل افزایش درجه “باران” کاهش می یابد.
- اثر قاره ای: نسبت های ایزوتوپی در داخل از ساحل کاهش می یابد.
- اثر مقدار: هر چه میزان بارندگی بیشتر باشد، مقادیر d 18 O و d D بارندگی کمتر می شود. این اثر در برف دیده نمی شود.
در یک مکان معین، تغییرات فصلی در مقادیر d 18 O و d 2 H بارندگی و میانگین وزنی سالانه d 18 O و d 2 H مقادیر بارندگی از سالی به سال دیگر نسبتا ثابت می ماند.
این به این دلیل اتفاق می افتد که محدوده سالانه و توالی شرایط آب و هوایی (دما، منبع بخار، جهت حرکت توده هوا و غیره) از سالی به سال دیگر نسبتاً ثابت می ماند. به طور کلی، باران در تابستان از نظر ایزوتوپی شدیدتر ( مقدار d مثبت تر ) از باران در زمستان است. این تغییر در ترکیب متوسط ایزوتوپی عمدتاً ناشی از تفاوتهای دمایی فصلی است، اما همچنین تحت تأثیر تغییرات فصلی در منابع رطوبتی و مسیرهای طوفان قرار میگیرد.
مقادیر d 18 O و d 2 H آب های زیرزمینی کم عمق منعکس کننده مقادیر میانگین بارندگی محلی هستند، اما تا حدی توسط فرآیندهای تغذیه انتخابی و تقسیم بندی اصلاح می شوند که ممکن است مقادیر d 18 O و d 2 H بارش را قبل از رسیدن آب به مقدار تغییر دهد. منطقه اشباع (گات و تزور، 1967). برخی از این فرآیندها عبارتند از: تبخیر باران در هنگام نفوذ، تغذیه انتخابی، رهگیری بارش توسط تاج درخت و تبادل آب نفوذی با بخار اتمسفر. در مورد برف، فرآیندهای مختلف پس از رسوب گذاری، مانند ذوب شدن و متعاقب آن نفوذ لایه های سطحی و تبخیر، ممکن است محتوای ایزوتوپی کیسه برف را تغییر دهد، که اغلب منجر به مقادیر d آب مذاب می شود که به تدریج غنی می شود (Stichler, 1987).
هنگامی که باران یا ذوب برف وارد منطقه اشباع می شود، مقادیر d آب زیرسطحی تنها با مخلوط شدن با آب هایی که دارای محتوای ایزوتوپی متفاوت هستند تغییر می کند.
اثرات همگن فرآیندهای تغذیه و پراکندگی، آب زیرزمینی با مقادیر d را تولید میکند که به یکنواختی در زمان و مکان نزدیک میشود و تقریباً انعکاس میرایی بارندگی را در یک دوره چند ساله نشان میدهد. یادآوری این نکته مهم است که اگرچه یک طوفان فردی ممکن است بزرگ و از نظر ایزوتوپی بسیار متفاوت از آب “قدیمی” در حوضه باشد، مقدار بارشی که نفوذ می کند در مقایسه با مقدار آب “قدیمی” موجود در انبار احتمالاً ناچیز خواهد بود. اگرچه ممکن است طوفان به طوفان و تغییرات ایزوتوپی فصلی قابل توجهی در بارندگی وجود داشته باشد، مقادیر جریان پایه d – نسبتاً یکنواخت در اکثر جریانها در مناطق مرطوب و معتدل باقی میماند.
در حوضه های کوچک، تغییرات زمانی و مکانی در مقادیر d – آب زیرزمینی و جریان پایه ممکن است منعکس کننده تغییرات فصلی در بارش باشد. با این حال، این تغییرات نسبت به تغییرات زمانی که در بارندگی اتفاق میافتد کمتر شدید و معمولاً با تأخیر هستند (Turner et al., 1987). این تغییرات را می توان برای محاسبات زمان اقامت در آب استفاده کرد. بر چرخه های فصلی بارش، تغییرات طوفان به طوفان و درون طوفان در مقادیر d 18 O و d D بارش قرار دارند. این تغییرات ممکن است به اندازه تغییرات فصلی باشد. این تفاوت پتانسیل در مقادیر d بین آب نسبتاً یکنواخت “قدیمی” و آب متغیر “جدید” است که به هیدرولوژیست های ایزوتوپی اجازه می دهد تا سهم آب قدیم و جدید را در یک جریان در دوره های رواناب زیاد تعیین کنند (اسکلش و همکاران، 1976). ).
نسبت های ایزوتوپی هیدروژن را می توان برای بسیاری از ترکیبات حاوی H، از جمله آلی، سیلیکات ها و گازها تعیین کرد. مقادیر d D تمام این ترکیبات نسبت به VSMOW گزارش شده است. برای بررسی مختصری از ترکیبات این مواد و فرآیندهایی که بر ترکیبات آنها تأثیر می گذارد، Hoefs (1987) را ببینید. رویکرد “دوگانه” یا “چند ایزوتوپی” برای تعیین منابع یا فرآیندهای ژئوشیمیایی از این واقعیت استفاده می کند که ترکیبات از چندین عنصر تشکیل شده اند که بسیاری از آنها را می توان به راحتی برای نسبت های ایزوتوپی آنها تجزیه و تحلیل کرد. به عنوان مثال، مواد آلی را می توان برای عناصر اصلی C، H، N، O، S — و برای عناصر کمیاب تجزیه و تحلیل کرد.
Organic-H:
سیلیکات-H:
تریتیوم ( 3 H, T) یک ایزوتوپ پرتوزا و رادیواکتیو هیدروژن با نیمه عمر 12.43 سال است (IAEA، 1981) که به 3 Hee تجزیه می شود. این یک ردیاب عالی برای تعیین مقیاس های زمانی برای اختلاط و جریان آب است و برای مطالعه فرآیندهایی که در مقیاس زمانی کمتر از 100 سال رخ می دهند بسیار مناسب است. محتوای تریتیوم در واحدهای تریتیوم (TU) بیان می شود که در آن I TU برابر با 13H در 1018 اتم هیدروژن است. قبل از ظهور آزمایشهای جوی دستگاههای ترموهستهای در سال 1952، محتوای تریتیوم بارش احتمالاً در محدوده 2-8 TU بود (Thatcher, 1962). این غلظت پسزمینه توسط پرتوهای کیهانی ایجاد میشود. از سال 1952، تریتیوم تولید شده توسط آزمایش گرما هسته ای (“تریتیوم بمب”) منبع غالب تریتیوم در بارش بوده است. اوج غلظت چند هزار TU در بارش در نیمکره شمالی در سال 1963 ثبت شد، سالی که معاهده ممنوعیت آزمایش اتمسفر امضا شد. پس از سال 1963، سطح تریتیوم در بارش به تدریج به دلیل فروپاشی رادیواکتیو، مخلوط شدن در اقیانوس و توقف آزمایشات جوی شروع به کاهش کرد.
غلظت تریتیوم در بارش تحت تأثیر عرض جغرافیایی، فاصله از اقیانوس و فصل است. بخار آب روی اقیانوس به دلیل تبادل با آب های سطحی اقیانوس ها که محتوای تریتیوم کمی دارد، غلظت تریتیوم پایینی دارد. با حرکت تدریجی توده های هوا در سراسر قاره، غلظت تریتیوم در بارش به دلیل اضافه شدن تریتیوم از استراتوسفر و تبخیر و تعرق افزایش می یابد. اثر فصلی در درجه اول ناشی از تجزیه تروپوپوز بین 30 تا 60 درجه شمالی در هر بهار است که باعث نشت بخار آب استراتوسفر با محتوای تریتیوم بالاتر به تروپوسفر می شود. این نشت منجر به شیب شمال به جنوب در غلظت تریتیوم در بارش میشود، با غلظتهای بالاتر در شمال و غلظت بالا بهار و تابستان که معمولاً 5/2 تا 6 برابر بیشتر از پایینترین حد زمستان است (Gat, 1980).
ساده ترین استفاده از تریتیوم بررسی وجود غلظت قابل تشخیص در آب است. برای آب هایی با محتوای تریتیوم بالاتر، بخشی از آب باید پس از سال 1953 مشتق شده باشد.
بنابراین، غلظت تریتیوم می تواند نشانگر مفیدی برای شارژ مجدد از زمان ظهور آزمایش هسته ای باشد. تعدادی مدل در حال استفاده برای این برنامه وجود دارد. سادهترین روش، روش جریان پیستون است که فرض میکند 3 H مانند یک حلزون در داخل آبخوان حرکت میکند. برای استفاده از رویکرد جریان پیستون، لازم است جهت جریان را بدانیم و در طول مسیر جریان نمونه برداری کنیم. در نتیجه، مشکل اصلی با این رویکرد این فرض است که هیچ پراکندگی یا اختلاط با حرکت آب از طریق آبخوان رخ نمی دهد. متضاد این رویکرد، مدل مخزن یا جعبه است، که فرض میکند سیستم در همه جا یکسان است و اختلاط مخزن در مقیاس زمانی کوتاه در مقایسه با ورودی اتفاق میافتد (این به ندرت برای سیستمهای آب زیرزمینی صدق میکند). . مدلهای محفظه تعادلی بین این دو حالت افراطی ایجاد میکنند. آبخوان به صورت مجموعه ای از محفظه ها در نظر گرفته می شود که آب از سایر محفظه ها یا مرزها وارد می شود، در داخل مخلوط می شود و به قسمت های دیگر یا نقاط تخلیه جریان می یابد (نگاه کنید به Przewlocki و Yurtsever، 1974).
برای جداسازی رواناب طوفان و ذوب برف، مقادیر 3H آب «قدیمی» و «جدید» متمایز برای جداسازی هیدروگراف رواناب طوفان و ذوب برف مورد نیاز است.
در برخی از حوضه های آبریز بزرگتر با زمان سکونت (میانگین زمانی که طول می کشد تا بارندگی وارد زمین شود و به سمت رودخانه حرکت کند) بیش از چند ماه، آب های قدیمی و جدید ممکن است در نتیجه کاهش تدریجی بارندگی 3 H متمایز باشند. از سال 1963 و حتی کاهش تدریجی تر مقادیر 3H آب زیرزمینی .
اندازهگیریهای تریتیوم اغلب برای محاسبه نرخ شارژ، نرخ یا جهت جریان زیرسطحی و زمانهای اقامت استفاده میشوند. برای این اهداف، تغییرات فصلی، سالانه و مکانی در محتوای تریتیوم بارش باید به طور دقیق ارزیابی شود (نگاه کنید به Michel, 1989) و Plummer و همکاران. (1993).
اطلاعات بیشتر را می توان در کلارک و فریتز (1997)، ایزوتوپ های محیطی در هیدرولوژی (CRC Press) یافت :
- تریتیوم
- تریتیوم در بارش
- همبستگی Tritum- d 18 O در بارش
منبع متن : این بررسی توسط کارول کندال، دن اسنایدر و اریک کالدول، عمدتاً از کندال و همکاران گردآوری شده است. (1995) و پلامر و همکاران. (1993)، و همچنین استنادات زیر.
