第七章地下水测年.ppt

1、第七章 地下水同位素测年技术及其应用Outlinen 地下水测年概述n 氢的放射性同位素氚n 碳的放射性同位素14Cn 年轻地下水SF6测年技术及其应用地 下 水 测 年 概 述n 何为地下水的年龄n 地下水测年的意义n 地下水测年的方法地下水年龄 水在含水层中停留的时间，即大气降水或地表水从进入地下径流时起，到在取样点（泉或井）出现时止，在透水岩石的裂隙和孔隙中停留的时间。但因测定方法不同，其含义也不一样，或称绝对年龄，或称相对年龄，或称有效年龄。目前的方法只能确定相对近似的年龄值，仅表示所研究的各种不同年代和不同成因混合水的对比关系，得出某种程度的混合水的年龄概念。目前方法所测的年龄都是指

2、地下水的平均年龄。地下水年龄和地下水的形成密切相关。有三种基本情况：沉积成因的古封存水，即地下水和含水岩层同时形成，未经水交替而一直保存至今的同生水。封闭型水文地质构造中的古溶滤水和古混合水。含水层沉积以后，其中的同生水被当时的渗入水部分或全部替换，后期又为新的沉积物覆盖封闭，地下水形成的时间晚于含水地层的沉积年代。参与现代水文循环的潜水和承压水。测定地下水年龄的意义：l 判别地下水与地表水或不同层位地下水体之间补排关系l 估算含水层补给速率l 查找地下水渗流途径l 研究不同来源的古老地下水的混合作用l 追溯地下水污染源l 探讨地下水污染的敏感性l 测定水文地质参数l 进行地下水水资源评价l

3、测定地下水年龄的方法：1、水动力学方法 是以地下水运动和地下径流形成规律为基础，研究含水层（组）的地质、水文地质结构、渗透性、静水压力、流动速度和方向，补给区和排泄区的分布和规模等，计算出含水层（组）中地下水的储存量、补给量，以及水交替强度等，从而评价地下水年龄。2、水化学方法（同位素方法）是以岩石内长寿命的同位素经衰变后形成的新物质在地下水中的数量来判断地下水所经历的时间，来确定地下水年龄，或以宇宙成因的短寿命同位素随大气降水渗入地下，经衰变后减少的数量判断地下水所经历的时间来确定地下水年龄。水化学法实质上为放射性同位素法。常用的是14C、3H、3He、4He等天然同位素 优点：无污染；取样

4、速度快；较传统方法更直接、客观。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。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81Kr）用来测定古地下水年龄，较短半衰期的同位素（3H，32Si，37Ar，85Kr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得其它同位素难以得到常规利用。地下水测年方法的测量范围地下水测年方法的测量范围 氢的放射性同位素氚n 概述n 天然水中

5、氚的分布特征n 地下水氚法测年技术 氚是氢的放射性同位素，代号为3H或T，于1939年发现，原子量为3.016049。天然氚产生于大气层上部1020km的高空，是宇宙射线的快中子（能量超过400Mev）冲出大气层中稳定的氮原子发生核反应生成的：1 概述氚衰变时发射射线，并生成3He同位素：在地壳中，放射性元素的天然衰变及锂俘获热中子发射粒子等反应也可产生氚，但其数量很小，对天然水中的氚含量影响不大。氚的半衰期为12.43a，-射线的最大能量为0.018Mev，最小能量为0.0036Mev。人工氚主要由大气层核试验产生。第一次核试验始于1952年末，而大气降水中大量人工氚的显示出现在1953年初

6、。氚原子生成之后，即同大气中的氧原子化合成HTO水分子（氚水分子），成为天然水的一部分，然后随普通水分子一起参与自然界的水循环。在地下水系统中，氚不会生成易沉淀的化合物，也不易被吸附，是研究现代渗入起源地下水的一种理想的示踪剂。氚分析结果的表示方法 天然水中的氚目前多采用液体闪烁计数法测量，全国大约有2025个可以测定天然水中氚的实验室。氚通常用两种单位来度量：放射性活度单位核放射性浓度单位。氚的放射性活度单位 （1）贝可（Bq）：1居里（ci）3.71010Bq3.71010dps （2）dpm（每分钟衰变次）：1Bq1dps；1（pci）2.22dpm （3）居里(ci)氚的放射性浓度单位

7、 （1）Bq/ml （2）dpm/ml1Bq/ml8453TU；1 dpm/ml139.44TU。由此可见，TU为最小的浓度单位，也是最常见的氚浓度单位。（3）氚单位（TU）1TU=氚的起源-天然水中氚有天然氚和人工氚两种来源天然氚 天然氚是高空（大气层上部1020km）宇宙射线中快中子（能量超过400Mev）与大气层中稳定的氮原子发生核反应形成的。据计算，大气圈中氚的天然产生率为0.250.75原子/cm2s。已知近数百万年以来宇宙射线的强度基本保持不变，因此，天然氚的产生率也较稳定。自然界中天然氚的不断产生与衰变已经达到自然平衡状态，其总量约为520Kg。大气圈中氚生成以后，被氧化而形成氚

8、水（HTO），然后以大气降水的形式降落到地表。大气降水中天然氚的浓度随地区和季节而变化，北半球可达510TU。此外，地壳中某些放射性同位素的天然裂变及锂俘获热中子发射粒子等反应，也可产生氚，但数量很少，对天然水中氚含量影响不大。在各种研究中可以不考虑，因为氚的半衰期较短。人工氚 人工氚主要是空气中核试验产生的。第一次核试验是1952年末在空中进行的，而大气降水中大量人工氚的显示出现在1953年初。据历史资料，1949年至1950年，大气降水中氚的平均浓度为510TU。1954年至1963年，由于不断进行核试验，产生了大量的人工氚，破坏了天然氚的平衡。1963年北半球大气降水中氚的浓度出现了高峰

9、值，可达数千TU。据统计，截至1963年，由于试验人们在大气圈内抛下约220kg的人工氚，比天然氚大一个数量级。1963年以后，由于空中核试验减少，大气降水中的氚浓度也随之降低。有人估算，由于放射性衰变的结果，到2030年大气降水中氚含量将降到天然水的水平。实际上，现在大气降水中的氚含量已经很低了。实际分析中发现，地下水中的氚含量反而比大气降水中的含量高。因此，应用地下水中的天然氚来研究地下水的年龄已经很困难了，应当寻找新的示踪剂。85Kr就是一个很有前途的示踪剂。CFC也是一个较好的示踪剂，它们在大气降水中的含量一直在增高。热核装置大气实验早期和试验之前降水中氚的浓度变化1952年核爆炸试验

10、以来降水中的氚(北美和欧洲氚数据)渥太华降水氚的月变化曲线2 天然水中氚的分布2.1 大气降水大气降水中的氚含量受大气环境和自然地理因素影响较大，具有如下特征：n纬度效应：大气降水中氚含量随纬度增高而增加的现象称为纬度效应。其主要原因是：地球的磁场作用。赤道附近宇宙射线的中子强度最小，极地最大，因而在平流层各处核反应的氚产生率也有差别；大气环流作用。高空的进入对流层后产生纬向和经向的大气运动，使降水中的氚随纬度圈作有规律的分布；空中核试验只要分布在北纬30线以北地区；赤道附近的稀释效应。北美三个地区降水氚的年平均变化，显示了明显的纬度变化n高度效应：大气降水中氚含量高处大于低处的现象称为高度效

11、应。n大陆效应：在同一纬度上，大气降水中的氚含量随着远离海岸线而逐渐增高的现象，称为大陆效应。这主要是由于海洋上空的低氚蒸汽团的稀释作用引起的。我国东南沿海一带大陆效应非常明显。n季节效应：大气降水中氚含量具有明显的季节变化特征，最大浓度一般出现在67月份，最小浓度出现在1112月份。这一变化特征与休止层的断开和聚合有关。此外，季风也可能干扰这种有规律的季节变化（Olive，1970）。n雨量效应：在同一纬度地区，大气降水中氚浓度随着降雨量总量的增加而减少的现象。2.2 湖泊水和海水n湖泊水 湖泊水的氚浓度具有两个主要特征：湖泊水一般都由大气降水或融雪水补给，所以具明显的季节变化特点；当湖泊水

12、规模较大，水交替缓慢时，湖泊水中的氚浓度具有明显的垂直分带性。一般湖表面水的氚浓度高，向深处氚浓度减小，以致于不含氚。应当指出，当湖泊水主要由地下水补给时，则不存在上述变化特征。n海洋水 海水因体积庞大，稀释作用极强，所以海水的氚浓度变化不明显。如核试验高峰时期（1960-1964年）海水中氚浓度的变化仅由7.8TU增至13.8TU。2.3 河水 河流中的氚浓度主要取决于它的补给来源，一般来说，由大气降水补给的河水氚浓度较高，由地下水补给的河水氚浓度较低。河水中氚浓度还受地理位置、高度等自然环境因素的影响。例如高纬度地区或地形高的山区河水的氚浓度就大。显然，这是纬度效应和高纬度效应影响的结果。

13、2.4 地下水地下水中的氚浓度取决于含水层的结构、补给来源、埋藏条件及水交替强度。潜水和浅层承压水属于现代循环水，含有一定的氚，而深层承压水一般不含氚或含极少的氚（1TU）。现代循环地下水中的氚含量具有以下特点：氚浓度比同期大气降水低。其动态变化与补给来源有关。当地下水由大气降水补给时，其中氚浓度的动态变化反映大气降水的氚浓度变化特征，即动态变化与大气降水一致。当地下水由河水补给时，其中氚浓度的动态变化与河水的氚浓度变化基本一致。利用这些关系可以研究泉的成因，地下水与地表水的水力联系等。但由于目前大气降水征的氚浓度已大大减少。这一规律已经不适用。我们常常发现地下水中的氚浓度大于当地大气降水的浓

14、度。在较均质的含水层中，地下水的氚浓度随着埋藏深度的增加而减少呈现出明显的分带性。地下水的氚浓度不仅取决于含水层埋藏条件，而且也取决于其径流条件和水的交替程度。在径流条件好的含水层中地下水的氚浓度增高。因此，在垂直剖面上有时可出现下部含水层中地下水的氚浓度高于上部含水层的反常现象。3 地下水氚法测年技术 氚是水分子的组成部分，在所有的示踪剂中，只有氚能够按指示地下水的真实年龄。但是，准确的确定一个地区参入水的氚输入函数极其困难，因此利用一般的模型测定地下水的年龄，多数也只能得到半定量的评价。3.1 定性研究（经验估算法）在一个地区工作时，最好先用定性方法来估算一下地下水的氚年龄，这就是所谓“经

15、验估算法”。最后一次大规模核试验之后，经过40多年的时间，热核爆炸形成的氚已经大幅度减少，目前它的水平接近自然大气产物的水平。输入函数的这种演化加上一些含水层与爆炸前的地下水混合不利于精确推断地下水的年龄，但我们仍然可以得出一些定性的推论。根据氚含量定性推算地下水年龄：大陆地区：30TU 相当一部分补给来自20世纪60年代或70年代50TU 主要为20世纪60年代补给海洋和地纬度地区：20TU 相当一部分补给来自20世纪60年代或70年代氚氚（3H）法仅能确定）法仅能确定50年以内的水年龄。年以内的水年龄。3.2 定量研究（数学模型法）氚是氢的放射性同位素，从理论上讲可以用放射性衰变原理来计算

16、地下水的年龄，计算式为：A0：t0时刻由大气降水输入含水层的氚浓度（TU）；A样：t时刻从含水层中输出的氚浓度（即样品的氚浓度）（TU）；t：地下水的年龄（年）；：氚的衰变常数 T1/2：氚的半衰期（12.43a）存在的问题1952年以后，由于人工氚进入大气层，破坏了氚的天然平衡，大气降水中氚的浓度不是常数，而是随时间和空间变化的函数，即A0不是常数。含水层系统是一个复杂的水混合系统，即地下水在径流过程中往往发生不同程度的混合和弥散，结果使采样点或地下水的排泄点的氚浓度不能真正代表地下水从补给区到采样点之间经过t时间衰变后的氚浓度，也就是说，A样很复杂。因此，上述公式的实际应用范围很有限，或者说，仅可以近似地应用于活塞式流水（即承压含水层）的年龄计算。氚法测定地下水年龄通常是以降落到地面的降水年平均氚浓度作为地下水系统的输入函数。然而，由于降水氚浓度存在明显的季节性变化和降水的选择性入渗，因此，降水的氚浓度往往不等于输入氚浓度；如果降水降落到地面后，要经过厚度较大的包气带入渗或先进入其他水体再转换补给地下水系统，由于时间上的延迟和水流弥散混合，其氚浓度已与降水氚浓度有较大差异；再如，蒸