同位素在地下水研究中的应用

同位素在湖泊研究中的应用~

1.湖泊水平衡的分布
正如Gat等(1968)指出的，一个湖泊的水平衡方程常常有多项未知参数，因此将附加条件作为计算这些未知参数值或者确认这些估计值是十分必要的。但像蒸发作用的影响和洪水内流、外流的速率或次表层的渗漏等，用常规水文学方法去估计这些参数特别困难。最近十多年来，开展了应用同位素的方法来研究湖泊中的这些课题。
水大量参与对大气圈盐分的转移，对于建立平衡方程是一个很有用的附加示踪器。特别是湖泊中的Cl－、Mg和Li的含量，能适当地保存下来。然而，当盐分渗出量未知时，方法就将失败。而通过测量湖中同位素组成的变化则可得到另一种有用的平衡方程。但是应注意，应用同位素对湖水平衡进行分析时，湖水混合均匀是先决条件，也就是说要基本上达到同位素均一化。
一般来说，应用同位素方法研究湖泊保存状态要优于其他方法。例如，在内流影响的ΣiFin，i项的评价中，由于测量是在暴雨径流和次层渗漏的情况下进行的，因此，这时水的盐度显然是变化的，因而也是未知的。但是δin，i值通常可以从这一区域内的水文－气象结构中估计出来，情况最好时，区域性降水可用于代表所有内流淡水的同位素组成，所以Σi(δinFin)i可以简化为一个单项的δinFin。
问题是关于蒸发影响的δE，提到这一点似需要引入大量的新的未知数(如、h、δa等)。实际上正如在上面所讨论的，δE可以用理论方法评估出，不要求实测数据，甚至粗略地通过“典型蒸发系统”(如终碛湖、干涸的水池，或者蒸发锅等)实际测量同位素富集程度来确定。在实际使用中，还有一个简单的蒸发连续采样的问题，因为交换强度(和蒸气)是随风的强度和在水/空气界面上的空气动力学结构的变化而变化的，它影响到实测湖面上的大气参数(如湿度)的平均观察值。为了解决这些问题，Fzur(1971)建议采样流程可用一个空气泵和通过一个风速计来测速。Welhan和Fritz(1977)则使用了蒸发锅作为适当衡量这种交换影响程度的工具。
Zimmermann和Lewis(1979)通过水平衡和同位素平衡方程，以不同的参数值计算了蒸发作用的影响并估计出这一方法的精度。但他们有一个悲观的看法，在测定Neusiedl湖蒸发作用的影响时，其总的误差为±50%，在Kinneret湖误差也有±30%～15%。不过这些估计可能过于保守，所以现在他们也感到同位素平衡的方法是相当可信赖的。Fontes等(1979)在对Titicaca湖的研究中，依据这一方法，得到了一个渗漏速率为7%的结果。
有人认为，在湖泊水平衡的研究中，应用氚的数据比用18O的数据更值得倡导，因为氚受有关综合同位素富集系数的动力分馏因素的影响较小。但也有人认为，18O的动力项比氚更明确得多，最好使用18O的数据。这种争论将如何统一，显然需要通过不断的实践和资料积累，才能逐步得出明确的结论。
2.盐湖的研究
盐湖有两种成因类型:一种是蒸发成因的，另一种是地下水将含盐地层中的盐分带入到湖泊中形成的。前者水体相对富重同位素，水体的同位素组成与盐分含量呈正相关变化;而后者水体的同位素组成变化与盐分含量无关。
含盐水体有潟湖、海岸水池及与海有关的盐沼。Lloyd(1966)指出，海水蒸发的结果使得同位素富集达到一个有限值。其他学者在对盐湖研究后进一步指出，当湖泊蒸发和富集更多盐分时，湖水的δl将达到一个极大值后再减小。这是因为相对湿度影响的结果，δE值随盐分浓度的增加而连续增长，而后伴随着水的活度系数和相应的饱和蒸气压作平行减少，其结果δl不是单调地趋向一个有限值，而是在一定富集阶段后呈折转趋势，这时湖水将越来越少富集重同位素。这样的盐湖系统其特征是水并不太富重同位素。Djibouti的Asal湖就是一个例子(Fontes等，1979)。
除极干燥气候外，蒸发作用将最终终止在环境温度接近于卤水饱和蒸气压的点上。由于同位素交换的结果将使潮湿大气和卤水之间逐渐趋于同位素平衡。
在许多海岸潟湖中，蒸发增加卤水的浓缩有利于建立两层流动状态，然后这种状态的卤水再回流到海洋中，Bardawil潟湖就是这样的例子(Gat，1979)。但这种流动方式又限制了盐度和重同位素两者关系的建立。Aharon等(1977)在研究Eilat附近的Solar池时认为，甚至在盐池被一个砂坝分开时，一种类似成层浓缩的内流外流方式也可以建立起来。
在许多盐湖中普遍存在一种永久性的成层结构，甚至当单一的和混合的浅沼湖之间浓缩度差异足够大，且底部水被加热到沸腾温度时，成层现象仍然可能残存着。前面提到的Eilat的Solar池就是这样的情况。这种永久性成层湖泊的深水团，其稳定同位素含量可以辨别水的成因。比如Aharon等(1977)就认为，Solar池是海水成因的，而Vanda湖的深部水却是冰川溶融水成因的(Matsubaya等，1979)。在Jordan河谷的DeadSea(即死海)中，浅沼湖水的同位素组成(δ18O=+4.14‰±0.02‰，δD约0.0‰)与在Jordan河流体系中的一个终碛湖通过蒸发作用形成的水是一致的。这种同位素组成与混合湖沼的平均组成没有明显差别(Gat&Dansgaard，1972)。
班达湖是南极一个较大的盐湖，周长约16.4km，最深达68m。1972年在该湖深64.6m处采集的水样进行了化学组分和同位素组成分析。结果表明，该湖的含盐度高于海水。湖水的δ18O值为－30‰～－31‰左右，与该区降水的同位素组成δD=－245‰、δ18O=－31‰一致。此外，湖泊中水溶硫酸盐的δ34S为+15.0‰～+42.1‰，这样高的δ34S值被认为是由于湖底的还原环境引起动力同位素分馏的结果。据推测，原始的δ34S值应该为+20‰，这与海水硫酸盐的δ34S值基本相同。从上述可知，湖水来源于该地的降雪。绵拨邦彦(1985)还指出，这是由于在很早以前海水侵入到该区，后来由于地形变动而封闭，海水干涸后，后由冰雪不断溶融汇集，从而逐步形成现在的盐湖。这类盐湖的盐分与湖水同位素组成各成体系，反映它们在成因上没有直接的关系。但是，终年被冰雪覆盖的湖泊，由于升华作用引起物质丢失，这些湖水在冷冻过程中导致盐度的升高。
3.研究古气候
湖泊物质的同位素组成常常包含了环境变化的信息。换句话说，环境变化的信息将提供古气候的资料，因此，环境物质的同位素可用于研究古气候。但在进行古气候研究时，必须严格掌握以下条件，诸如:湖泊中原始物质的来源是否单一，因为多源的在不同时期以不同比例进入湖泊的混合物质常常可能模糊部分古气候的信息;湖泊物质中原始同位素组成的保存状态受后期扰动程度要小;不同时期的湖泊物质的保存必须具有连续性，不能存在间断;定年的准确度要高。这样，才有可能在古气候的研究中取得成功。
应用湖泊物质的同位素组成研究古气候的成功事例较多，鉴于本章篇幅的限制，不能一一列举。请读者参阅本书“环境同位素研究”的章节。

由上述的讨论可见，氢氧稳定同位素方法在确定地下水的成因类型、地下热水的起源等理论问题方面有重要的意义。同时，该方法还是解决地下水的补给来源、补给区高程、各种补给来源水的混合比例、各类水体间的水力联系等实际应用问题的有力工具。
4.2.4.1 判断地下水的补给来源
如果地下水有几种不同的降水补给源，而且这些降水的蒸发、凝结条件各不相同，则它们在δ2H～δ18O关系曲线上就会呈现出不同的斜率和截距。据此，便可对地下水的补给来源进行判定。在土耳其科尼亚平原所进行的同位素研究，就是这种方法的一个成功范例。
科尼亚平原位于土耳其中部地区，根据氢、氧稳定同位素成分分析结果，平原内潜水的同位素组成为δ2H=8δ18O+22，这正好是平原南部地中海地区的大气降水线；平原内深部承压水的同位素组成为δ2H=8δ18O+10，这正好是北部大西洋湿气补给的降水线。由此可以判定，科尼亚平原上部潜水接受了来自地中海方向大气降水的补给，深部承压含水层则接受了来自大西洋方向降水的补给。
4.2.4.2 确定地下水补给区的高程
根据降水中2H和18O的高度效应，对于现代渗入成因的地下水，其补给区的海拔高程（H）可由下式计算：

水文地球化学

式中：H为地下水补给区的高程（m）；h为取样点（井、泉）的标高（m）；δS为地下水的同位素成分（‰）；δP为大气降水中的同位素成分（‰）；k为同位素高度梯度（‰/100m）。
Fontes和Blavoux曾对法国埃维思地区泉水补给区的高程进行了研究，这个地区的已知参数为：δP=-9.25‰，δS=-10.55‰，h=385 m，k=-0.3‰/100 m，据此他们得到该泉水补给区的高程为820 m。通过对研究区水文地质条件的分析，认为该计算结果是比较合理的。
4.2.4.3 确定混合水的混合比例
使用同位素法确定混合水混合比例的前提条件是：①端元混合水样的同位素成分存在明显差异；②发生混合作用后，水的同位素成分未与岩石相互作用而发生改变。

图4-2-10 混合作用示意图

当地下水是由两种不同类型的水混合而成时，例如图4-2-10中的水样A和B，则混合水的同位素组成（M1）位于A、B之间的连线上，且混合比例由线段AM1与M1B长度的比值所决定。当地下水是由三种不同类型的水混合而成时，例如图4-2-10中的水样A、B、C，则混合水的同位素组成（M2）位于由点A、B和C所确定的三角形范围之内，其混合比例取决于三角形AM1B、B M2C和AM2C面积的相对大小。
对于由两种不同类型水混合而成的地下水，若已测得了端元混合水样A、B的同位素组成分别为δA和δB，地下水的同位素组成为δM。假定水样A在地下水中的混合比例为R，则水样B在地下水中的混合比例为（1-R），因此按照同位素的质量守恒关系有：

水文地球化学

据此可求得R为：

水文地球化学

对于由三种不同类型水混合而成的地下水，若测得端元混合水样A、B、C中2H和18O的含量依次为δ2HA、δ2HB、δ2HC及δ18OA、δ18OB、δ18OC，地下水中2H和18O的含量分别为δ2HM和δ18OM。假定水样A在地下水中的混合比例为R1，水样B在地下水中的混合比例为R2，则水样C在地下水中的混合比例为（1-R1-R2），因此水中2H和18O质量守恒关系分别为：

水文地球化学

联立方程（4-2-20）、（4-2-21）便可求得水样A、B、C在地下水中的混合比例。
涅因等人研究了齐姆鲍河水补给地下水的过程。已知该地区的地下水主要是由河水和大气降水补给的，河水的平均δ2H值为-47‰；当地大气降水的平均δ2H值为-24.1‰；地下水从上至下不同深度的三个取样点上的δ2H值依次为-31.9‰、-39.2‰、-46.7‰。根据这些资料，他们计算出相应于上述三个深度地下水中大气降水补给所占比例依次为65.93%、34.06%和4.39%。可见从上至下，地下水中大气降水所占的比例逐渐减小。
4.2.4.4 确定不同水体间的水力联系
当傍河抽取地下水时，河水对抽水量往往有一定的贡献，这种贡献可以使用同位素方法进行鉴别。一般情况下，河水的同位素组成往往随着季节的变化而变化，这与浅层地下水的同位素成分接近当地大气降水平均值的特征有明显差别。在德国，人们曾使用这种方法研究了Weihung河与Illet河对位于其附近抽水井抽水量的贡献（图4-2-11），结果证明抽水井抽取的地下水主要来自Illet河的补给。

图4-2-11 1981～1985年间Weihung河、Illet河及井水δ18O值的变化

由于不同含水层中地下水的同位素组成可能不同，故根据各含水层的2H和18O含量就可判定它们之间的相互联系程度。此方法有时可能是解决这类问题的唯一可行手段。在匈牙利大平原，为了研究碳酸盐地层中的承压水通过粘性土层补给第四系潜水含水层的可能性，人们对两个含水层中的地下水分别进行了取样，并测定了其2H含量，得到了下述结果：承压水δ2H平均=-86‰；潜水δ2H平均=-63‰。根据两个含水层中2H含量的这种较大差异，可见承压水对潜水的补给是极不明显的。
湖泊、湿地与地下水通常也有较密切的联系，由于湖面及湿地强烈的蒸发作用，接受湖水或湿地补给的地下水，其2H和18O一般会发生一定程度的富集。因此，根据各种类型水的δ2H和δ18O值及δ2H和δ18O关系曲线的斜率便可知它们之间是否存在水力联系。Krabbenhoft等人（1990）曾使用稳定同位素方法对地下水与湖水的交换量进行了估计，Kehew等（1998）认为水化学及稳定同位素成分均可用来确定湿地与地下水之间的交换量。

利用同位素方法可以解决地下水的许多问题，如地下水的来源、年龄、补径排条件以及地下热水、卤水等有关问题的研究（沈照理，1986）。

一、研究地下水的起源与成因

地下水按其成因和成生环境可区分为大气成因溶滤水、海相成因沉积水、变质成因再生水和岩浆成因初生水等四种类型。这四种成因类型地下水由于其水的来源和成生环境的不同，在其氢、氧同位素的组成上也存在着很大的差异。这样，就可以依据不同成因类型地下水的δD和δ¹⁸O的变化范围来大致判定地下水的起源和成因。

有关各种成因类型地下水的δD和δ¹⁸O值的变化范围，由于情况复杂，目前尚没有公认的比较统一的数值，还有待今后进一步的研究。

二、判断地下水的补给来源

如果地下水有几种不同的降水补给来源，而且在不同地区形成这些降水的蒸发、凝结条件各不相同，那么就会在不同地区降水来源的δD和δ¹⁸O图上出现不同的斜率和截距。据此，就可以判定出地下水的不同补给来源。

不同地区的降水中氢、氧同位素组成是不同的。下面仅以土耳其沿海科尼亚平原为例加以说明。

科尼亚平原位于中东半干旱地区。为了查明该平原地下的水资源状况，曾对该平原地下水进行了同位素组成的研究。根据氢、氧同位素组成测定结果，平原内上部含水层中水的同位素组成为δD=8δ¹⁸O+22，这刚好是地中海东部地区的大气降水直线；而平原内深部含水层中水的同位素组成为δD=8δ¹⁸O+10，这正是来自北部大陆地区降水的降水直线，即来自大西洋湿气补给的降水直线。由此可以判定，土耳其科尼亚平原内上部潜水是受地中海方向来的大气降水补给，而深部承压含水层则是受大西洋方向来的北方降水补给。

三、确定地表水体与地下水的水力联系

地表水水体由于存在着水面蒸发，因此地表水中的氘和¹⁸O含量总是高于大气降水和地下水。这样就可根据水中δD和δ¹⁸O值以及δD和δ¹⁸O图上的斜率来判断它们之间是否存在有水力联系。因为在通常情况下的降水直线为δD=8δ¹⁸O+10，如果降水转为地表水并经过蒸发，其直线斜率就会发生变化。

实践证明，经过蒸发作用的湖水，其直线斜率就由8降低至4～6，这可作为地下水是否受湖水或其他地表水体补给的标志，如瑞士的阿勒河在伯尔尼和图恩地区附近补给地下水，就是依据对地下水和河水中δ¹⁸O值测定的结果而得出的。阿勒河发源于阿尔卑斯山海拔较高的地区，河水的δ¹⁸O约为-12‰，而当地地下水中δ¹⁸O为-9.8‰。

四、确定含水层补给区的海拔高度

降水中氘（D）和¹⁸O含量与当地的海拔高度有关，这就是高度效应。如果地下水由河水补给，而这条河流的主要汇水区域分布在海拔高度不同的地区，那么受河水补给的地下水中δD和δ¹⁸O值就会同当地由降水补给的地下水有着明显差别。如上面所提到的瑞士阿勒河流域就是一个很好的例子。

地下水补给区的海拔高度可用下式加以确定：

现代水文地质学

式中：δS为水点露头（泉）的δ¹⁸O值；δP为大气降水中的δ¹⁸O；K为同位素高度梯度，相应于海拔高度每变化100 m时的δ¹⁸O值变化量。欧洲大部地区的同位素高度梯度为（0.2‰～0.3‰）／100 m，我国西藏东部和四川、贵州一些地区的同位素高度梯度约为0.26‰／100 m。

五、确定不同含水层间的水力联系

由于不同含水层中地下水的同位素组成可能不同，故依据各个含水层的氘和¹⁸O含量就可判定出它们之间的相互联系程度。此种方法有时可能是解决这类问题的惟一可行手段。有人应用同位素法同水化学法相互配合，进行了大匈牙利平原地下水储量补给条件的研究。以此具体研究了上更新统碳酸盐岩层承压水通过黄土状粘土隔水层补给第四系砂层含水层潜水的可能性。为此曾利用了两个含水层中氘的含量资料，承压水δD_平均=-86‰；潜水δD_平均=-63‰。根据两个含水层中氘含量的差异、最后判明承压水补给潜水是极不明显的。

六、确定各种来源水的混合比例

用同位素法确定各种来源水的混合比例时，必须具备下列条件：①参加混合的两种以上的水中氘或¹⁸O含量必须存在明显差异；②同位素含量必须在时间上保持稳定；③水的同位素成分不因同含水层岩石相互作用而发生改变。

用同位素法确定各种来源水所占比例的研究也曾用于对矿坑巷道充水来源调查的研究上。

七、地热水的研究

地热水的成因长期以来是一个难以解决的问题，而利用氢氧同位素分析则可能非常有效。如同位素方法在被应用以前，没有一种地球化学手段能回答地热水是大气降水补给的，或是原生水、岩浆水补给的。自从地热水的氢氧同位素研究应用以来，热水的降水成因说由已知的世界热田水的氢、氧同位素比值系统测定结果所证实。地热水的D/H比值与当地的降水一致，表明它是由降水下渗补给的，但¹⁸O/¹⁶O比值则明显偏高，这是地热水和岩石的氧同位素交换反应的结果。由于造岩矿物中氢的含量通常很低，因此，氢的同位素交换反应不至于影响地热水的氢同位素组成。

八、确定水体的年龄

目前多用于水体中同位素¹⁴C、³H、³²Si、³⁹Ar及²³⁴U/²³⁸U等的含量，测定水体的年龄。由于³H的半衰期（12.43 a）远小于放射性¹⁴C的半衰期（5568～5730 a），因此使用³H更适合于研究循环周期较短（如50 a）的地下水，而¹⁴C则适合于研究循环周期长达几百或几千年（理论上所测定的年龄下限可到2×10⁴ a）的地下水。同时应用这两种同位素可填补年龄的空白，并可互相验证。

九、研究地下水中溶解物质运移的机制（地下水化学成分示踪）

由于某些同位素具有在孔隙介质中运移时成分不变且可测性较好等特点，因此可利用它们作为圈定地下水污染范围、测定含水层的弥散系数、孔隙渗透速度等水文地质参数的示踪剂。目前使用较多的人工同位素有¹³¹I、⁸²Br、⁶⁰Co等半衰期短、放射性较低的同位素。

十、用于解决其他水文地质问题

氢、氧稳定同位素方法也用于研究地下水对河水的补给量、卤水和油田水等。也可以计算地下水在含水层中贮留时间等等。

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同位素在地下水研究中的应用视频