环境同位素在地下水中的研究进展及应用

环境同位素在地下水中的研究进展及应用王永森河海大学水资源环境学院，南京（210098）E-mail ：wangyongsen@摘 要：本文介绍了环境同位素在地下水研究的一些研究和应用以及发展动态，阐述了其在地下水中应用的一些问题和前景。

地下水来源于大气降水，同位素分馏效应导致了不同水体具有不同的同位素含量，大气降水中的同位素组成影响着地下水的同位素比值，环境同位素可以有效进行地下水年龄的测定，估计地下水的补给源、以及定量估计不同水源对地下水的补给量。

关键词：环境同位素；地下水；地下水示踪；同位素测年1. 引言大气过程改变了水的稳定同位素的组成，在特定的环境下，补给水就会产生一个特征性的同位素信息，根据这个信号可以示踪地下水的起源，放射性同位素的衰减提供了地下水滞留时间的测量，特别是1951－1962年期间的一系列核试验提供了放射性同位素的输入信号，同时根据同位素的差异指示地下水的来源、补给过程、地球化学演化、及地下水水质以及污染过程。

科学家已经逐渐认识导他们在生物化学循环和土壤水大气过程研究的重要性。

2. 环境同位素的概念、原理自然界中，环境同位素又分为稳定同位素和放射性同位素，由于同为素间地物理化学性质不同，引起同位素地变化，又称为同位素分馏。

用稳定同位素研究地下水，主要利用的同位素之间的微小差异，一般我们同位素比值或δ值来表示，δ值定义为一种物质相对于标准参照物的同位素比率，如下式1R R δ=−样品标准 × 103 （‰） （1）R 表示重同位素相对于轻同位素的比值，一个正的δ值表示样品的同位素比值高于标准样品的，负值表示样品的同位素比率低于标准样品。

放射性同位测地下水年龄是根据放射性同位素的衰变速率来测量的，不同于稳定同位素，氚浓度用绝对浓度氚单位（TU ）表示，不需要参照标准, 14C 含量通常用样品的放射比度表示,即每克碳的放射性活度(Bq/gC)。

实际中常使用相对浓度单位(A)表示,即现代碳百分含量(pmc 或%mod)。

放射性同位素，诸如36Cl ，129I,39Ar 以及铀系列都可以用来测地下水年龄。

下式是测龄原理：A t = A 0e −λtA 0为母核的初始放射性活度，A t 为经过t 时间后的放射性，λ为衰变常数，时间可以表示为T = (1/λ)ln(A/A 0)，通常放射性同位素的的不稳定性用半衰期来表示，T 1/2 =(−1/λ)ln(1/2) 则，1/21/2ln 20.693T T λ==，14C 半衰期为5730年，氚的半衰期为12.43年，他们都可以测量地下水年龄，有时两个结合起来会更能解释地下水的动态。

稳定同位素可以用来测年的校正像13C ，放射性同位素也产生分馏，为了维持测年的普遍性，14C 的放射性必须用-25‰δ13C 归一化。

才具有可比性。

水里的稳定同位素18O 和2H 受气象过程的影响，提供了起源的标志，为地下水来源调查提供了基础。

Harmon Craig [1] 发表了它的发现，即全球淡水中18O 和2H 是相关的，于1961年定义了全球地表淡水的18O 和2H 的关系：δ2H ＝8 +10‰ SMOW ，Craig 大气降水线仅适用于全球范围内，事实上许多局部或区域大气降水线的平均值不同，Craig 的最主要发现是：同位素亏损的水于较冷的地区有关，而同位素富集的水一般在温暖的地区。

3. 降水中的环境同位素变化的研究用18O 和2H 来追踪地下水的补给，必须要提供一个特征输入信息，降水中的浓度随温度的变化而变化，温度控制着降水中的同位素的分馏，可以作为追踪地下水的的可变的输入函数。

1964年Dansgaard [2]建立了全球平均降水δ18O 和表面空气温度之间的线性关系　18O =0.695 T annual – 13.6‰ SMOW 和　2H = 5.6 T annual – 100‰ SMOW ，然而全球T-δ18O 关系指示一个近似,区域范围内它们并不成线性关系。

Rozanski [3]等收集了过去30年由国际原子能所观测的大范围资料,进行了精确计算。

地下水的同位素组成受大气降水的影响,大气降水与区域所处的位置有很大关系,靠近海洋的和远离海洋的降雨同位素组成有很大区别,有大气循环可知,陆地的降水基本上都是有海洋蒸发形成的水蒸汽，水蒸气在向大陆移动中，重同位素先降落下来，轻同位素随着移动的距离会越来越富集，沿海地区降水重同位素富集，这一点对分析地下水的起源很重要。

大陆度通常用conrad 指数来表示，大陆度使得全球关系　18O = 0.695 T annual – 13.6‰有很大偏差，Fritz [4]发现加拿大内陆气象太展得T-δ18O 关系有相当大得变化，西海岸（Victoria ）：　18O= 0.18 T 年均 –11.2‰，加拿大内陆西部：　18O = 0.49T 年均 – 17.3‰加拿大东部　18O = 0.43T 年均 – 13.6‰。

大部分关于地下水补给的研究主要依赖降水同位素组成得区域变化。

由于地形变化、季节变化等所引起得T-δ18O 的变化，这些特征可以被地下水所保留，进而能观测地下水的补给。

1979年Bortolami [5]给出了意大利阿尔卑斯上近海山麓流域的资料,观测到了海拔与　18O 的关系。

Rozanski [3]给出了许多台站的不同季节的T-　18O 关系。

这种大气降水的同位素效应为确定含水层的补给区以及补给高度提供了依据，如果已知地下水是由大气降水补给的则可以根据公式，S PH hK δδ−=+ （2）式中，H 表示取样点的补给高度，h 表示取样点的高度，δ表示　18O 或　2H 的值，K 为高度梯度。

4. 应用同位素测地下水补给的研究补给过程中大气18O 和2H 的信号传递给地下水，土壤和植被的类型、非饱和流穿过均匀多孔介质、补给的季节变化、气候的多样性使得地表水渗透到地下水中变得非常复杂，同时降雨的同位素变化也大大削弱，考虑到水文地球化学的作用，地下水的同位素组分变化比较大。

陈宗宇等[6]利用18O 和2H 稳定同位素识别了黑河流域地下水的补给来源，成功的估算了黑河水与地下水的转化数量，研究表明黑河流域地下水的主要补给来自山区出山河流,山前戈壁带是地下水快速补给区,中下游盆地地下水补给来源为引河灌溉和河流侧渗。

4.1温带气候下的地下水研究温带条件下，渗透到潜水面的降水一般不超过5％-25％，其余的以径流、土壤蒸发、和植物的蒸腾作用而流失。

径流对地下水中的同位素组成影响比较小，Zimmermann [7]指出蒸腾一个非分馏过程，对地下水的同位素组分不会有影响。

蒸发使地下水的同位素含量出现系统富集。

春季径流期间温度弟，植物不活跃，补给速率一般最大，土壤达到饱和，夏季，大部分降水蒸发返回大气，地下水补给少。

秋天由于光合作用停止，补给速率又会增大。

地下水的同位素组成使年降水量的加权平均。

降水到潜水面上时，季节变化已经被大大削弱，在承压区基本上已经不存在季节变化。

Velderman [8]对砂质覆盖层，以及海成黏土形成的自流含水层的地下水展开监测，在承压区，不存在季节变化。

4.2干旱条件下的地下水研究干旱地区同位素与当地的降雨相比有很大变化，由于存在强烈蒸发，会产生高分馏过程。

在Sultanate 地区，人们发现恶劣冲积地下水补给过程中的蒸发现象[9],开放表面的蒸发导致残余水中的非平衡富集,当18O 和2H 穿过水表面上湿度为100%边界薄层时[10],气体的扩散速度不相同，开放的水体表面边界层只有几微米厚，在不饱和带，这一层很厚，增大了动力蒸发效应。

Dincer [11]等也给出了沙特阿拉伯沙丘0.9-6米深之间土壤水分的强烈蒸发，18O 和2H 的关系斜率大约为2，比开放的水体表面的蒸发还低，说明强烈的动力作用。

土壤的强烈蒸发效应，有不少科学家对此做了一些试验和一些理论推导Allison ［12］做了柱体试验解释了这种强烈的蒸发效应，干燥面上的最大富集产生恶劣沿着土壤柱浓度梯度，通过饱和扩散向下迁移，这样会得到一个特征性的指数剖面。

在1984年对直接渗透条件下的补给地下水组成做了进一步的阐述，表明这种同位素组成常位于大气降水线之下但与之平行，如果补给条件一直保持相对不变，地下水就应当沿着平行于当地降水线，于其有一定的位移，地下水于大气线之间的位移提供了粗略估计地下水补给的方法，，补给速率高，蒸发富集小，补给速率的，地下水于大气降水线位移大，Allison1983给出穿过厚砂土层补给的经验关系式：2H ＝陈建生[14]等用同位素方法研究了额济纳盆地承压含水层地下水的补给。

2005张应华[14]等年在西北干旱区内陆河流域盆地, 运用地下水和地表水中稳定同位素δ18O 值存在明显差异的特点，运用氧稳定同位素研究了黑河中游盆地地下水与河水转化。

定量分析了黑河中游盆地黑河地下水与地表水转化的转化量。

4.3环境同位素研究地下水混合不同的区域范围都会发生地下水之间的混合，截然不同的两种地下水之间的混合的定量研究，利用18O 和2H 及简单的线性代数，　sample = · A + (1– ) B 。

这种混合关系不表示混合发生的区域，是一种定量分析，Douglas [13]对加拿大地遁北部结晶环境下地下水三分量系统进行了定量分析，通过一定采样点在过去一段时间盐分的减少，证明了高盐分海水与现代大气降水的混合。

Rank [16]等测量了喀斯特系统地下水的混合，测量了当地降水和两个喀斯特泉排除的水18O 的含量，根据扩散模型，利用地下水的氚含量得到裂隙和基质空隙的平均循环时间为4.5年和2.5年。

在流域的预算中很重要的就是估算实际降雨补给地下水的比例，有多少降雨转化为地下水，这就涉及到水源的划分以及流量过程线的分割问题，主要理是流域地下水和给定得暴雨同位素的差异，水量平衡方程为：Q t = Q gw +，Q t ·　t =·　gw + Q r ·　rt r gw t gw r Q Q δδδδ−=−（3）Q t 为总的河道流量，Q gw 表示降雨前地下水的流量，Q r 为降雨径流量，Hinton [17] 等总结了径流机理并指出，简单的二分模型具有局限性，推导了三分模型，用18O 和SiO 2作互补指示剂，根据同样的原理，三水源模型为：其中Q s 为土壤水。

Q t = Q r + Q s + Q gw（4）Buttle [18]在北美、欧洲、澳大利亚西部和新西兰地区开展野外试验，统计总结了降雨前地下水对径流的贡献。

5. 环境同位素在地下水测年中的应用研究很多同位素方法都可以用来估计平均滞留时间，稳定同位素的季节变化提供了一个测定年龄的方法，具有半衰期长的放射性同位素（14C 、36Cl 、39Ar 、81Kr ）都可以用来测量地下水的年龄，寿命较短的同位素（3H 、32Si 、37Ar 、85Kr 、220Rn ）可以用来测定现代水。