2006_环境同位素在水循环研究中的应用_张应华

环境同位素在水循环研究中的应用
张应华1,仵彦卿1,2,温小虎1,苏建平1
(11中国科学院寒区旱区环境与工程研究所,甘肃兰州　730000;21上海交通大学,上海　200240)
摘要:环境同位素广泛存在于自然界水体中,在降水、地表水、地下水、土壤水和植物体内相互转化的水循环过程
中,同位素的分馏效应导致不同水体具有不同的同位素含量。

利用不同水体同位素含量之间的差异,可研究它们之
间的相互转化方式及转化量。

介绍了环境同位素在大气降水和降水-地表水-地下水“三水”之间转化中的研究进
展,并阐述了其在水循环应用中存在的问题及应用前景。

关　键　词:环境同位素;水循环;地下水;地表水;降水
中图分类号:P33818;P339;G 353111 文献标识码:A 文章编号:100126791(2006)0520738210
收稿日期:2004211225;修订日期:2005204221
基金项目:国家自然科学基金重大研究计划资助项目(90102003);中国科学院知识创新工程资助项目(2005101)
作者简介:张应华(1977-),男,河南上蔡人,博士,主要从事水资源与同位素水文学研究。

E 2mail :yinghua 2zh @1631com
能否合理利用和有效保护水资源主要取决于人类对水循环的认识水平。

环境同位素可以用来有效地示踪水循环,如指示水的来源,不同环境状况下水的运移和数量(包括江河湖泊),确定水的年龄,记录水2岩相互作用,尤其在研究地下水和地下水储量方面,更卓见其效,从而为认识水的形成、运动及其成分变化机制提供重要的依据,为合理利用宝贵的水资源奠定基础。

相应地,它所能做出贡献的问题也不仅仅限于地表水,还包括地表、地下以及地热水等较为普遍的水循环与水资源问题。

1　同位素的概念和示踪
自然界水在蒸发和冷凝过程中,由于构成水分子的氢氧同位素的物理化学性质不同,引起不同水体中同位素组成的变化,这种现象被称为同位素分馏作用。

处于水循环系统中不同的水体,因成因不同而具有自己特征性的同位素组成,即富集不同的重同位素氢(2H )和氧(18O )。

通过分析不同环境中水体同位素的“痕迹”,可以示踪其形成和运移方式。

一些放射性同位素,如氚(3H )和碳214(14C ),它们主要有天然和人工两种来源。

天然的氚主要形成于大气层上部高空,碳214则形成于平流层和对流层之间的过渡地带;人工来源主要由于20世纪60年代的核试验和核反应产生。

这些放射性同位素在天然水循环过程中,打上各种环境因素影响的特征标记,成为追踪各种水文地质作用的理想示踪剂,更重要的是它们的放射性计时性,适用于研究大气降水的地面入渗、现代渗入起源地下水的补给、流动速率、赋存及地下水年龄测定等。

在自然界中,稳定同位素组成的变化很小,因此一般用δ值来表示元素的同位素含量。

δ值是指样品中两种稳定同位素的比值相对于标准样品同位素比值的千分差值,即
δ‰=R 样品-R 标准R 标准×1000(1)
式中　R 为同位素比值,是一种元素的稀有的与富含的同位素丰度之比,如R (D )=D/H ,R (18O )=18O/16O ;δ值的正负分别表明样品较标准富含重同位素和轻同位素。

常用半衰期(T 1/2)来表示一个放射性核素的不稳定
第17卷第5期
2006年9月 水科学进展ADVANCES I N W ATER SCIE NCE V ol 117,N o 15　Sep.,2006　
性或者衰变率,即为放射性物质因衰变而减少到其初始值的一半所用的时间。

计算半衰期可按公式T 1/2=(-1/λ)ln (1/2),其中λ为衰变常量。

如14C 的半衰期为5715年,3H 的为12143年,36Cl 的为300000年,而放射性同位素在地下水年龄的应用就是利用其半衰期推算的。

同位素在示踪水的来源和流程的应用方面,对评估地下水的开采是非常重要的。

放射性同位素和稳定同位素技术,再综合其它传统研究方法,如数值模拟、水化学和水文地质物理参数测定等,能深刻的阐明地下水流系统机制。

在有些研究中,由于受测量仪器灵敏度的限制,环境同位素的应用受到限制,这时可以通过人工释放同位素示踪,即投放一种物质到水中并在系统内的其它一些地方检测该物质的信息,来研究地表水和地下水的相互关系,好比食盐和染色剂,人工生产的3H 和131I 。

2　环境同位素在全球降水中的研究
对水循环过程中同位素的研究始于20世纪50年代初[1,2]。

大气降水是自然界水循环中的一个重要环节,对大气降水中环境同位素组成的研究,是研究全球及局地水循环必须的前提。

因此,由国际原子能机构(I 2AE A )和世界气象组织(W M O )合作,于1961年开始大范围有组织的取样工作,在全球对降水中环境同位素以及相应的气象要素进行跟踪测试[3]。

其中一个目的是为验证大气环流类型以及全球、局地的水循环机制,另一个是为世界不同地区提供利用氚(T )解决水文问题时所必须的氚输入函数。

211　降水中氢氧同位素的关系
降水中同位素的研究主要集中在2H (D )、18O 和3H (T )。

地球上的水分在蒸发、凝聚、降落和径流形成的水
分循环过程中,产生同位素分馏作用,造成地球表面各种水体的同位素组成差别且有一定规律性分布。

当富含水蒸气的空气团从海洋向内陆移动时,降水中的2H 和18O 愈来愈少。

由于自然界中重同位素与轻同位素的比值(分馏系数)很小,对于水中的氢、氧同位素组成一般用公式(1),相对于S M OW 标准(标准平均海水)的千分
差表示。

当δ18O 和δD 为正值时,表示样品比S M OW 标准富集了18O 和D ;当为负值时,表明样品中的两种同
位素比S M OW 标准中贫化。

水从海洋表面蒸发时,由于H 162O 具有较高的蒸气压,水气中富集了H 和16O ,导致海洋上空水蒸气中的
δ18O 和δD 均为负值。

当云中的水蒸气冷凝形成雨滴时,液相中相对富集18O 和D ,由于18O 和D 不断地由潮湿
的空气中优先冷凝,从而使剩余的气相中富集H 和16O 。

这样,当降水不断地进行,空气中δ18O 和δD 值逐渐
变得更贫化,而液相和固体降水中的δ值也因蒸气中18O 和D 的减少而变负[2]。

Craig (1961)通过研究北美大陆大气降水,发现降水的氢氧同位素组成显示线性相关的变化,并给出之间的
数学关系式δD =8δ18O +10,这就是公认的全球大气降水方程,即Craig 方程[4]。

在δD -δ18O 图形中,它是一条
斜率为8,截距为10的直线,又称为全球大气降水线(G MW L )。

大气降水的同位素组成变化很大,随空间、时间而异,故世界各地不同地区的降水方程往往偏离全球性方程,除全球降水线外,不同地区都有反映各自降水规律的降水线,即地区大气降水线(LMW L )。

为了更确切地了解一个地区的降水规律,特别是在干旱或半干旱地区,研究地区降水线是必不可少的。

Y urtsever 根据I AE A 的观测资料,给出了北美洲的地区降水线[3]:δD =
7195δ18O +6103,Ingraham 等根据在南内华达州采集的降水同位素资料,得出当地的降水线[5]:δD =6187δ18O -615,在我国,于津生、刘东生、章新平等研究了不同地区的大气降水氢氧同位素的关系[6～8]。

212　降水中同位素组成及分布规律
降水中稳定同位素的组成主要受雨滴凝结时的温度和降水的水汽来源控制,明显表现为降水同位素组成因地理和气候因素差别而异。

Dansgaard 根据北大西洋沿岸(温带和寒带)的资料指出,大气降水的平均同位素组成与温度存在着正相关关系[2],同样的关系也被姚檀栋在研究乌鲁木齐河流域中得到证实[9],这是由于温度直接影响降水过程中的同位素分馏系数。

Ingraham 与Salati 等通过沿海地区降水的同位素分析得出,降水的同位素组成随远离海岸线而逐步降低,具有大陆效应[10,11],是因为随着水汽向大陆的迁移过程中,重同位素在先前的
937　第5期张应华等:环境同位素在水循环研究中的应用
047水科学进展第17卷
降水中优先分离,剩余的水汽越来越贫化重同位素。

大气降水的δ值随高度增加而降低,具有高度效应,这是随着高度的不同,温度也将不同,导致同位素分馏系数的变化,该效应随气候和地形条件的不同,世界各地差异很大[12],正是这种高度效应使推测地下水补给区的位置和高度成为可能。

大气降水的同位素组成是湿度的函数,因此,雨滴在降落过程中的蒸发效应及与环境水蒸气的交换作用,导致呈现降雨量效应[3,2,8]。

热带海洋是全球水汽的重要来源,约65%的全球蒸发通量起源于30°S和30°N的海洋区[13],水汽极向运移与不断降水,引起大气中可降水量的减少,降水的重同位素随纬度的增加更加贫化,即所谓的纬度效应[14],这主要是温度和蒸气团运移过程同位素瑞利分馏的综合反映。

地球上任何一个地区的大气降水同位素组成都存在季节效应[5,12,14,15],尤在内陆地区更加显著,这种季节效应的控制因素主要是气温的季节性变化,同时,降水气团的运移方向和混合程度在一些地区也有相当的影响,如滨海地区存在大陆气团和海洋气团的混合可以导致季节性变化的混乱[16]。

世界各地降水中稳定同位素组成差异较大,不同地区稳定同位素组成所具有的效应类型及类型的多寡各不相同,如刘进达等对我国大气降水稳定同位素分布的研究[17]。

Metcalf通过对美国内华达州南部降水的稳定同位素的研究[18],发现在3km范围内,δD和δ18O变化幅度分别达到15‰和115‰,指出气团对流形成的对流降水中,同位素组成在地理上小区域范围内就具有非常大的差异,因此在研究类似的小区域的降水同位素组成时,必须在空间和地理位置邻近地的分布上,取足够多的样品,以便获得合理的同位素平均值。

Jeanton等对法国南部18O分布的特征趋势进行研究,表明氧同位素分布主要是受冷锋面和对流降雨控制[19]。

另外,局部水体经过再次蒸发,受动力分馏作用影响形成的水汽降水,其同位素组成相对该地区降水贫18O而富集D[3]。

氚作为水分子的一部分直接参与水循环,尽管在水循环过程中,它和水的氢氧同位素具有相似的分馏效应,但却有不同的演化机制。

因此,其分布特点部分与水的氢氧同位素相似的同时,还有自己独特之处。

由于大气环流作用影响、海洋表面的交换和稀释效应及人工来源氚的加入,致使全球大气降水氚浓度与纬度成正比[3];海岸表面水的交换吸收和蒸气稀释作用可以造成同一纬度带上大气降水氚浓度随远离海岸线而逐步增高[20];大气休止层渗漏效应的季节性变化同时引起大气降水氚浓度的季节变化,使其最大浓度出现在6～7月份,最小浓度出现在11～12月份;Blav oux(1978)通过研究瑞士的降雪中氚发现其含量高处大于底处,即呈现高度效应[21];另外,同一纬度地区,氚在降水中的分布有与稳定同位素相似的降水量效应。

刘进达根据7个代表性大气降水同位素观测站的资料,研究了我国大气降水氚同位素的时空分布和演化规律[20],为进一步示踪地下水的研究奠定了一定基础。

213　氘盈余(d)与降水线斜率(s)的变化
在全球水循环蒸发、凝结过程中出现的同位素分馏,导致大气降水的氢、氧同位素组成呈线性相关变化,即全球大气降水方程:δD=8δ18O+10。

在δD-δ18O图形中,为全球大气降水线。

不同地区测得的大气降水线与全球大气降水线在斜率和截距上均有不同程度的偏离,这一偏离反映出各地大气降水云气形成时,水汽的来源及降水云气在运移过程中环境条件的变化,导致气、液相同位素分馏的不平衡程度的差异。

为了量化及比较这种差异,Dansgaard提出了氘盈余(d)的概念[2],并定义为:d=δD-8δ18O。

d值的大小相当于该地区的大气降水斜率(ΔδD/Δδ18O)为8时的截距值。

不同地区的大气降水的d值,可较直观地反映该地区大气降水蒸发、凝结过程的不平衡程度。

d值实际上是一个大气降水的重要综合环境因素指标。

虽然有些地区的d值有微小的季节变化,但就全球范围来看,d值不受季节和纬度等因素的影响[16],而与形成降水的水汽来源地的大气相对湿度、风速和水体表面温度等相关。

由低纬海面蒸发而来的水汽,其形成降水中的d值较低,随着水汽来源地的大气相对湿度的降低,降水中d值会升高,Merlivat和Jouzel给出了d 值和相对湿度的具体关系,并给出了与气象因素之间关系的理论模型,为利用降水中的d值来推断降水的水汽来源及其形成气象条件提供了理论基础[22]。

在干旱地区,大气降水过程中,雨滴降落途中受到蒸发将会导致降水中d值的偏低,FR¨
OH LICH等通过全球降水观测站的数据,具体研究了d值的时空变化特征及其影响因素,尤其是研究了北美五大湖和地中海地区,局地蒸发形成的小区域水循环导致降水中d值的增加,并用d值估
算了由当地蒸发水汽形成的降水所占的比重[23]。

G on fiantini 等分析研究了热带降雨中,山区d 值的演化过程与高度的关系[24]。

在我国,通过对青藏高原南北降水中氘盈余的研究,分析了该区不同区域水汽来源和水汽循环[25]。

另外,由水源地出发的水汽团向降水区混合演化过程中,其受控制的主导环境因素在降水中的d 值中得到较好的体现。

因此,近年来d 值越来越广泛地应用到矫正、模拟大气循环模式的研究[26,27]。

当密集的云蒸气凝结形成雨滴时,雨滴中按照分馏系数的比例富集18O 和D ,导致全球降水线的斜率s 接近8。

实际上降水线的斜率主要受雨滴凝结时的平均温度控制。

干旱半干旱地区,降水量少而蒸发作用强烈,雨滴在降落到达地面的过程中,部分将会蒸发,从而影响降水过程的同位素动力分馏,致使降水线的斜率减小,即其斜率大都小于8。

Friedman 等首次研究了雨水降落过程中的蒸发作用对大气降水线斜率的影响[28],而Dansgaard 将其斜率的降低归咎于降水量效应影响[2]。

在热带和亚热带的岛屿地区,降水线斜率的典型值为416～610。

斜率大于8的情况很少见。

3　环境同位素在“三水”之间转化中的研究
同位素方法为研究大气降水、地表水和地下水之间相互转化关系及转化量提供了一种有效的手段,尤其是在转化关系复杂的干旱和半干旱地区。

为实现水资源的可持续发展,合理开发利用水资源,必须对水资源进行科学的评价与管理,而这些前提是了解“三水”之间的相互转化关系及形成规律。

为此,世界不同地区已经不同程度的开展了同位素方法在示踪“三水”之间相互转化方面的研究。

311　利用环境同位素研究地表径流响应过程
降水径流问题是水文循环的关键组成部分,其研究的主要内容是径流数量及分配的降水径流关系和单位线。

基础流量过程线的直接径流划分,一般是采用传统概念的经验划分方法[29],但由于这些方法包含了一些假设,这些假说是否合理,仍有待于进一步研究,环境同位素技术为这些研究提供了新的技术。

19世纪50年代,学者们尝试通过研究降水过程中水中溶解的盐分,来阐明地表径流的形成机制。

到70年代,利用降水过程中的水化学变化研究降水径流过程已趋于完善[30]。

伴随着水化学的应用,同位素技术也逐渐应用到降水径流过程中来,Dincer 等利用氚和18O ,Bottomley 等利用18O 和氘(D )作为示踪剂,研究了降水径流中降水和基流各自所占比重[31,32],随后同位素技术的应用犹如雨后春笋般迅速发展起来。

顾慰祖等利用氚和18O 研究了实验集水区内降水和径流的响应关系,发现地表径流必源于本次降水的概念不明确,其中往往有非本次降水的水量,在部分年份非本次降水对径流的贡献高达50%;非饱和带壤中流和饱和带地下径流中必有非本次降水的水量,与地表径流相似,在降水径流过程中有时变化;对于不同径流组成的流量过程,非本次降水所占的比重不同。

这些研究结果表明了传统的降水径流相关关系中一一对应假定不确切,从而对降水径流经验关系和单位线概念需要重新考虑。

利用18O 和氚作为示踪剂对实验集水区降水和地面、地下径流的响应关系进行了研究,识别出属于地表和地下径流的11种产流方式,而这些产流方式仅有少数遵循常用的Darcy 定律,多数涉及水分通过水2气界面的特殊土壤水流问题,与Darcy 定律不相符[29]。

流量过程线划分(分割)是应用水文学中的一个基本问题,降水径流关系和单位线分析都必须以此为基础。

流量过程线划分,国内迄今使用图解划分方法,依据流量过程线退水段所表现的拐点推理作为划分依据,往往带有较大的经验性和任意性。

显然,不论流域条件和由此产生的径流组成有多么不同,均使用同一模式(如斜线法)进行划分,是不合理的,因而需要寻求一种较有物理基础的分析划分方法,同位素技术正迎合这种需求并逐渐得到完善。

Pearce 等将流量过程线划分为两项组成成分混和[33],降水和地下水(包括非饱和带的壤中渗流和饱和带下的地下径流),并根据质量守恒原理,建立两项流混和模型:
Q n =Q t -Q o
(2)Q 0=[(C t -C n )/(C 0-C n )]Q t (3)
式中　Q t 、Q 0和Q n 分别为河流径流量、地下径流量和降水贡献量;C t 、C o 和C n 分别为对应的同位素含量。

147　第5期张应华等:环境同位素在水循环研究中的应用
利用同样的原理,DeWalle等将壤中渗流作为单独的一项,然后对流量过程线进行划分,建立了三项流混和模型[34]:
Q t=Q cp+Q s+Q g w(4) Q s/Q t=[(C t-C g w)/(C s-C g w)]-Q cp/Q t[(C cp-C g w)/(C s-C g w)](5)式中　Q和C如式(2)和式(3)中所示,下标s、t、g w和cp分别代表壤中渗流、河流径流、地下水流和降水贡献量。

McDonnell等利用上述模型,对新西兰西部海岸318hm2流域面积的径流机制进行了研究,发现地下径流为降水时期河流径流的主要组成成分,其在两项和三项混和模型中,所占百分比分别为90%和80%。

验证了Fritz等研究加拿大4个不同流域(面积为2～700km2)得出的结论[35,36],即地下径流所占百分比均大于50%。

Turner等对澳大利亚西南部一小的流域研究,也得出了相似的结论[37]。

在应用环境同位素法对实验流域和代表流域流量过程线划分多种径流成分的过程中,由于流域水文系统及其产流过程的复杂性,经常简化一些自然条件而采用一些基本假定,这些基本假定在降水径流研究过程中可能导致谬误的结论,这些基本假定为:
(1)划分的不同径流成分之间有明显的同位素差异;
(2)降水或融雪水的同位素含量时空均一,或者其变化能够表征;
(3)地下水(包括非饱和带的壤中渗流和饱和带下的地下径流)的同位素含量时空均一,或其变化为已知;
(4)在两项混和模型中,非饱和带对河流径流的贡献可忽略,或壤中流的同位素含量与地下水的基本一致;
(5)地表蓄水对河流流量的影响也可忽略;
(6)各种水源在汇集过程中的同位素分馏影响忽略不计。

其中大多假定是不正确的,Buttle针对天然流域流量过程线同位素划分,讨论了这些假定在应用过程中的可靠性[38]。

另外,在同位素研究流量过程线划分的研究中,经常采用水中化学离子或者水中溶解化学物质作为辅助示踪剂,如Hinton等用SiO2作为辅助示踪剂,研究了三项混和模型的径流划分[39]。

312　利用环境同位素研究地下水运动
20世纪60年代环境同位素方法的出现使水文学家耳目一新,这种方法是根据稳定同位素和放射性同位素在自然界中的变化来研究水循环。

最常用的环境稳定同位素为氘(D)和氧218(18O),它们是自然界水分子构成中的一部分并在自然界中具有化学稳定性,这些相对其它水化学示踪剂的优点使其成为更理想的示踪剂;最常用的环境放射性同位素为氚(T)和碳214(14C)。

同位素示踪地下水运动是在传统的水化学方法上逐渐发展而来,最初的水化学方法是利用水中溶解的盐类示踪地下水与河水之间的相互补给转化。

在干旱区地下水资源评估中,一个关键的问题就是降水是否入渗补给地下水以及如何补给地下水,因为在干旱区降水时空分布稀少,并且降水量很小。

干旱区蒸发强烈导致水体的同位素分馏,但是新形成的地下水中的同位素含量仍旧可能接近于当地降水的平均值,Mathieu和Bariac对中非地下水和土壤水中同位素含量研究发现,土壤水同位素含量因蒸发强烈富集,地下水中则不存在这种富集,从而分析得出降水通过非饱和带中的大孔隙和快速渗流路径达到地下水位,极少与土壤富同位素水混和[40]。

依靠地下水中氚含量的存在可推断出地下水至少最近几十年得到过补给,Dincer等研究得出沙特阿拉伯Dahna沙丘在1963-1972年间,平均每年得到23mm的降水补给,占年降水量的35%[41]。

大气降水的氢氧同位素组成所具有的高度效应,为确定含水层补给区及补给高程提供了依据。

若先前研究中已知地下水是由大气降水补给的,则根据公式:
H=δ
G
-δP
K
+h(6)
式中　H为同位素入渗高度,m;h为取样点(井、泉)高程,m;δG为地下水(泉水)的δ18O(或者δD)值;K为大气降水δ18O(或者δD)值的高度梯度,-δ/100m。

据此,就可进一步确定补给带的位置和范围,如F ontes等研究确定了法国埃维恩泉的补给区[42]。

在应用式(6) 247水科学进展第17卷
研究补给区时,在局部范围内“同位素梯度”可以通用,但是在较大范围内会引起误差,最好设置观测点求得。

在研究地表水与地下水相互作用中,以前根据地下水位分布及其与地表水的水力坡度,加上一些水文地质参数来估算地表水与地下水之间的转化量(达西定律),但是对于研究水中物质的运移及地表水在多大程度范围上补给地下水,尤其是牵涉到地表水受到污染如何影响威胁地下水的补给,上述方法显得捉襟见肘,此时环境同位素示踪方法,尤其是氘和氧-18示踪,成为便利和有效的工具。

假如研究区域的地下水来自河水和降水的补给,河水来之海拔相对较高的地区或者在干旱半干旱区受到强烈蒸发引起同位素富集,其与研究区降水同位素含量必定存在差异,利用这种差异性McCarthy 等研究了俄勒冈州波特兰附近哥伦比亚河河水与地下水之间的水力补给关系[43]。

同样,如果地表水其它水体(湖水和水库)补给地下水时,与降水同位素含量存在差异,也可计算其对地下水的作用,这种差异在干旱半干旱区尤为明显。

运用这种差异,Stichler 和M oser 研究了莱茵河流域内一人工湖对地下水的渗漏补给[44],K rabbenhoft 等根据同位素物质质量均衡方法,估算了湖水与地下水之间的相互交换量[45]。

另外,运用地下水中氡-222(222Rn )同位素浓度远远高于地表水中的浓度的特点,仵彦卿等运用222Rn 研究了西北干旱区黑河流域地下水对黑河河水的补给[46]。

在具有多个地下水含水层或者构造断层存在的复杂区域,水文地质学家以往通过抽水试验和详尽的地下水水力梯度分布图来研究各个含水层之间的相互作用。

通常情况下,尤其是在发展中国家,这些详尽的资料很难获得。

一般情况下,复杂区域各含水层系统之间总有一些环境同位素含量存在差异,利用这些同位素的差异研究它们之间相互作用的同位素方法,有其它方法无法比拟的方便、快捷和经济等优点。

Rightmire 等利用34S 研究了德克萨斯州石灰岩含水层的地下水来自潜水的补给[47],Y urtsever 和Payne 根据18O 和氚(T )同位素的数据,分析研究了卡塔尔西南部深部承压含水层中盐水对潜水含水层的越流补给,再加上分析18O 和水中Cl -的关系,进一步得出潜水是来自深部承压水、海水和当地降水的三相混和补给[48]。

地下水中的同位素含量时空分布通常存在巨大的差异,当同位素示踪研究地下水运动的时,对地下水分析同位素含量的采样不能过于单一或稀少,如果分析其来源,应同时对地表水与降水取样分析同位素含量,否则会得出错误的结论。

313　环境同位素在地下水测年中的研究
地下水年龄及其分布的研究,有利于评价地下水的运动机制以及如何合理开发利用地下水资源,许多同位素方法能够用来估算地下水的平均滞留时间。

稳定同位素的季节性变化使其能够计算地下水的年龄,而放射性同位素则是依靠放射性衰变存在的半衰期而测定地下水的年龄,如具有较长半衰期的同位素(14C ,36Cl ,39Ar 和81K r )用来测定古地下水年龄,较短半衰期的同位素(3H 32Si 37Ar 85K r 和222Rn )研究探测较年轻的地下水。

实际研究中3H 和14C 是常见测年同位素,这是因为采样的复杂性和分析技术的困难使其它的同位素难以得到常规利用。

大气降水中稳定同位素(δ18O 和δ2H )的季节性变化幅度,在补给地下水的过程中得到削弱,削弱的程度与
非饱和带和含水层介质的物理属性,水力参数有关。

降雨补给地下水时,随着补给路径的增加和时间的延长,其同位素的季节性变化幅度越小,通过对降水与地下水中同位素含量季节性变化的测定(至少1a ),可计算地
下水在含水层的滞留时间。

降水的同位素变化可用一个正弦函数δprec (t )=A sin2
πt 表示,地下水中的同位素变化表示为δg w =B sin (2πt +α),其中δprec (t )和δg w (t )是在时间t 的降水和地下水中的稳定同位素含量,A 和B
分别是降水和地下水与相对应的年平均同位素含量相比偏差的最大幅度,α指地下水的输出同位素含量函数相对于降水的输入同位素含量函数的初相差。

根据降水和地下水的同位素含量函数,可推导出计算地下水滞留时间(MRT )的公式为
MRT =1/2π(1-C )1/2/C 或MRT =tan α/2
π(7)式中　C 为衰减系数,C =B/A 。

利用上述方法,T aylor 等研究得出新西兰Weimakariri 河流域的地下水平均滞留时间大约1年[49]。

K au fman 和Libby 最早阐述了宇宙射线产生的3H 在地下水测年方面研究的前景和潜力[50]。

岩石中产生的3H
347　第5期张应华等:环境同位素在水循环研究中的应用。