1、10/)()0 标 准标 准样 品 R8.3 矿区地下水环境同位素分析 在水中天然存在很多种环境同位素，比如 2H、 18O、 34S、 13C、 14C 等。地下水和地表水在其演化运动过程中，除了形成其一般的物理、化学踪迹外，还形成了大量微观的同位素踪迹。用同位素方法研究地下水的优越性在于它的化学性质比较稳定，不易被岩土吸附，不易生成沉淀的化合物；它的检测灵敏度非常高，很小的剂量就可获得满意的效果。用环境同位素的示踪方法来研究地下水的运动规律，能快速和有效的取得其它方法难以得到或者根本无法得到的重要水文地质信息，由于环境同位素作为天然示踪剂“标记” 着天然水和地下水的形成过程，因此研究它们在
2、各水体中的分布规律就有可能直接获得地下水形成和运动过程的信息。其途径就是通过环境同位素的分析，比较地下水体和地表水体中环境同位素的差异和变化规律来揭示地下水的起源、形成条件、补给机制以及各水体之间的水动力关系。该方法还是解决地下水各种补给来源水的混合比例、各类水体间水力联系等实际问题的有效工具。8.3.1 同位素标准及应用方法原理在稳定同位素研究中，把某一元素两种同位素的丰度比用 R 值来表示，如 D/H、 18O/16O，在分析时只测定它的丰度比值而不测量单项同位素的绝对含量，通常用 值表示， 值定义如下：其意义是样品中一元素的两种同位素丰度相对于某一对应标准丰度的千分偏差。使用国际标准 S
3、MOW(为平均大洋水)为标准。SMOW 定义 2H 和 18O值均为零作为其标准。氢氧元素共有 5 个稳定同位素（ 1H、 2H、 16O、 17O、 18O），但通常用于稳定同位素研究的是 2H 和 18O。一般在水分子中氢氧的不同稳定同位素以不同方式组合，可形成 9 种不同形式的水分子，如H216O、HD 16O、D 216O、H 218O、HD 18O、D 218O、H 217O、HD 17O、D 217O，这些同位素水分子，由于质量不同，因而具有不同的饱和蒸气压，在蒸发和冷凝过程中，重同位素水分子（D 2O、H 218O）优先富集在液相中，而在气相中贫化，导致液相和气相之间氢氧同位素组
4、成的差异，而产生了同位素分馏。即轻同位素优先蒸发，重同位素优先凝结。地下水受大气降水的补给，而大气中的水分主要来自海水蒸发，因此，地下水中轻同位素 1H 和 16O 偏大，而重同位素2H、 18O 偏小，即降水中较之海水中的 D 和 18O 贫乏。通过系统地对世界各地大气降水和地表水的测定研究，发现同位素的输入值随空间变化，迄今已提出了温度效应、高度效应、纬度效应、蒸发效应及 D 和 18O 的雨水线公式等。由于稳定同位素的守恒性，地下水中稳定同位素反映的是大气降水进入地下之前的信息，而在进入地下后，其平均含量不会随时间而变化，因此可以推断地下水的来源、现代入渗水和古沉积地下水以及蒸发水体的混
5、合程度。氚（T 或 3H）是氢的放射性同位素，半衰期 12.26 年，在水中以 HTO 形式存在，氚的浓度常用氚单位（TU）表示(1TU 相当于 1018 个氢原子中含一个氚原子) ，即： T/H=10-18。循环水中氚的起源于天然和人工两类，前者是宇宙射线与上部大气层反应的结果，产率很低，北半球可达 510TU；后者是 1952 年以来大规模热核试验导致大量人造氚进入大气的结果，北半球氚含量 1963 年达到高峰，其值为数千氚单位，超过天然氚浓度几个数量级，1963 年后，因大气热核试验减少氚浓度也随之降低，目前仍高于热核试验之前的水平。由于天然氚和人工氚在大气中形成氚水后遍布整个大气圈，其
6、降雨对现代环境水起着标记作用，相当于大规模全球性投放的示踪试验，因此可利用氚浓度研究和追踪地下水运动状况，由于氚浓度在自然环境的分布还具有季节、大陆、纬度、高度效应等因素，要得到历年当地大气降雨中氚浓度值是非常困难的，因此利用氚测定地下水年龄也很困难，一般情况只能得出半定量的评价，只能说明所测地下水接受大气降水补给是在 1952 年以前还是以后，或是否有 1952 年后渗入补给的现代水或年轻水混入补给。一般认为，如果把地下水补给关系看作是活塞式补给，不考虑混合弥散作用的影响，根据近代大气圈降水氚含量及氚衰变速率，1953 年以前形成的地下水，氚含量接近仪器测试的本底，即 1TU 以下，而 19
7、54 年到 1961 年期间补给入渗的地下水氚值一般在 110TU 之间，超过 10TU 的地下水是近 40 余年补给的。8.3.2 稳定同位素 D（氘）和 18O 特征及分析本次放水试验期间在矿区大青含水层同位素共采取 6 个水样，第四系 1 个水样，雨水 1 个水样。环境同位素检测结果见下表。表 8.4 邢台矿 9#煤主要含水层地下水同位素检测结果汇总表检测编号委托编号样品名称D（VSMOW）18O（VSMOW）3H（TU）T2009-25-265 O2D2 水样 -64.3 -9.13 2.00T2009-25-266 O2D3 水样 -63.0 -8.86 2.00T2009-25-2
8、67 BD2 水样 -65.0 -9.10 10.92 T2009-25-268 地表水井水样-62.4 -8.91 2.00T2009-25-269 大青 4 水样 -62.8 -8.81 2.00T2009-25-270 大青 6 水样 -70.6 -9.84 8.56 T2009-25-271 出水点 水样 -67.8 -9.54 6.47 T2009-25-272 雨水 水样 -8.5 -2.62 7.25对于地下水来说，大气降雨渗入地下后， 值的变化趋于均一化，这反映着时间、空间的混合，所以位于降水线附近的地下水的 值所代表的是大气降雨的平均值。1961 年 Craig 基于对全球淡
9、水同位素资料的统计，首先确立了全球雨水线方程（Global Meteoric Water Line, 简称 GMWL）：D=818O+10。为了表征水样点偏离大气降水线的程度，我们引入氘过量参数 d。氘过量参数也叫氘剩余，被定义为 d D8 18O，是当地大气降水线斜率为 8 时的截距，也是区域水岩氧同位素交换程度的总体反映。理论认为，水样同位素偏离雨水线的程度可以用氘剩余来表示，当 值恰好落在雨水线上时，d10，而 值落在雨水线右下方，表明它 d10，d 值偏离 10的数量在 D 18O 图上等于该水样沿平行于 D 轴方向的距离，往往可以指示地下水来源区蒸发的程度，也反映补给过程中的蒸发程度
10、。地下水同岩石中 18O 发生同位素交换使其 18O 值增大，而同水中 CO2 发生同位素交换使 18O 值减小，从而发生 18O 的漂移，而 D 值基本保持不变。把本次取得的全部水样的 D、 18O 值表示到 18O -D 关系图上，从图中可以看出， 值都落在该区雨水线附近，反映出不同时间大气降雨渗入含水层充分混合后的 D、 18O 值仍然符合雨水线的线性关系，说明水样与大气降雨关系密切。图 8.16 研究区水样 18O -D 关系图根据取样点地下水径流水交替条件来分析，BD2、大青出水点和大青 6 处径流交替条件差氚含量大于径流交替条件非常好的大青 4、O2D2、O2D3、第四系，BD2
11、和大青 6 处甚至大于雨水，说明 BD2、大青出水点和大青 6 处和大青 4、O2D2、O2D3、第四系可能为跨越数十年不同的地下水补给。BD2、大青出水点和大青 6 等处氚含量 6.4710.92 TU，推测应为受核试验影响的 1954 年到 1961 年期间大气降水入渗补给；新近采集雨水氚含量 7.25TU，径流交替好的大青 4、O2D2、O2D3、第四系等地下水氚含量2.00 TU，推测为受核试验影响较小的 1985 年以后大气降水入渗补给。O2D2（ -9.13 , -64.3）O2D3（ -8.86 , -63.0）BD2（ -9.10 , -65.0）地 表 水 井 （ -8.91 , -62.4） 大 青 4（ -8.81 , -62.8）大 青 6（ -9.84 , -70.6）大 青 出 水 点 （ -9.54 , -67.8）雨 水 （ -2.62 , -8.5）10 0-10-20-30-402030-100-90-80-70-60-50-40-30-20-100-14 -12 -10 -8 -6 -4 -2 0O2D2O2D3BD2地 表 水 井大 青 4大 青 6大 青 出 水 点雨 水 18O（ VSMOW） D（VSMOW） D 8 18O 10
