氚分析方法

❶ 關於壓水堆核電站排放的液態流出物中氚是怎麼檢測的，哪位有關於氚方面的資料

廢水取樣，取樣監測。專門有氚取樣器。

一般是取樣後要把氚和碳-14用化學方法分開，之後才進α/β計數儀測，是用β通道測的。

可以用能譜儀直接測，通過氚和碳-14發射的β粒子能量不同，卡譜，直接測。但是現在的α、β譜儀做起來很麻煩，而且需要專業的軟體進行譜分析。

所以通常核電站環境實驗室、放化實驗室等都還是用的化學制樣進α/β計數儀測量的。你可以查一下MARC7000氚取樣器，HAGUE7000是一款碳-14取樣器，上海富蘭有代理這兩款儀器。

❷ 地下水形成過程與機制

一、地下水形成年齡

氚（³H）法和碳-14（¹⁴C）法是確定地下水年齡的兩種常用方法，氚方法應用於年輕的地下水，而¹⁴C方法應用於年老的地下水。本次研究進行了黑河流域各個盆地淺層地下水和深層地下水年齡研究，含氚的地下水採用氚測年方法，含氚的地下水採用氚測年方法，不含氚的地下水採用¹⁴C測年方法，結果如下。

（一）氚法測定地下水年齡

1.大氣降水氚濃度恢復

氚一般常用於定性區分核試驗（1952年）前後補給的地下水，對於核試驗前的地下水，通常用¹⁴C方法確定年齡。氚法測定地下水年齡，通常採用年降水加權平均濃度作為地下水系統的輸入函數，而我國廣大地區缺少1953年以來的系統觀測資料。本次研究採用關秉鈞（1986）建立的緯度在40°～44°N區間的降水與氚濃度相關方程，獲得1954～1982年期間張掖盆地降水氚濃度。1986～1996年期間資料採用國際原子能機構（IAEA，2001）公布的張掖地區監測資料。1983～1985年和1997～2000年期間數據，採用插值法求得。2001～2002年期間為本次研究實測數據。氚恢復曲線，如圖4-21所示。

圖4-21 黑河流域張掖地區大氣降水氚濃度恢復曲線

2.地下水氚年齡確定

本次研究採用FLOWPC3.1程序進行計算。模型參數η採用試算-擬和法確定：將恢復的降水氚濃度作為地下水氚輸入濃度，給定一系列η值，計算得到2001年的氚輸出濃度與平均駐留時間（τ_m）之間關系，擬核，確定最佳η值，為η=6.7，即活塞流型地下水約佔85%。這與穩定同位素結果一致，說明η取6.7值反映了地下水系統實際狀況。

根據確定η值，利用計算模型，建立地下水氚濃度與平均滯留時間關系曲線，然後結合地質和水文地質條件配線求得采樣點的地下水平均年齡，結果如表

（二）地下水放射性¹⁴C年齡確定

地下水¹⁴C測年一個最重要的步驟是確定初始¹⁴C含量A₀，各種校正模型都能產生一個初始的¹⁴C含量A₀，該值是考慮各種影響後的放射性初始起點。應用校正模型必須了解碳的來源，系統條件和地球化學作用等。選定黑河流域補給源區樣品，根據¹³C質量平衡計算輸入CO₂的δ¹³C值，為-11‰～-15‰（表4-11），因此，地下水中碳的來源可能是C₄植被類型土壤中CO₂。

1.影響¹⁴C含量的地球化學作用

了解補給後發生在包氣帶和含水層中的地球化學作用對¹⁴C測年是非常重要的。總溶解無機碳（DIC）和¹³C的演化，提供了研究這種作用的可能。由於地球化學反應導致輸入碳源的δ¹³C值發生變化，而且地球化學反應狀況取決於系統的開放程度，因此，根據CO₂分壓（P_CO）、總溶解無機碳（mDIC）和它的δ¹³C_DIC，可以推求補給條件（Clark2 and Fritz，1997）。

本次研究給定如下參數：碳酸岩的δ¹³C_Carb為1‰，土壤氣體的δ¹³C為C₄型植被的土壤平均值，即-13‰。

表4-10 黑河流域地下水同位素年齡

表4-11 黑河流域地下水中輸入CO₂來源的計算值

計算過程如下：

西北內陸黑河流域水循環與地下水形成演化模式

封閉系統：

西北內陸黑河流域水循環與地下水形成演化模式

西北內陸黑河流域水循環與地下水形成演化模式

選擇南部盆地補給區和下游額濟納荒漠區樣品，計算的CO₂分壓（P_CO）值，如表2 4-12所示。結果表明，系統的CO₂分壓小於大氣CO₂分壓，一般常是10^-1.8～10^-2.0 atm。因此，方解石溶解發生在封閉系統中，初始輸入的土壤CO₂被方解石溶解所消耗，接近飽和。這種條件從δ¹³C_DIC的理論計算值和實測值的對比得到進一步證實。

表4-12 黑河流域地下水¹⁴C輸入過程δ¹³C質量平衡計算結果

按照封閉系統碳酸岩的溶解，根據δ¹³C 質量平衡，考慮同位素富集，計算的補給區地下水中溶解無機碳的δ¹³C_DIC與實測值的δ¹³C值接近（表4-12），由此證明實際採集的地下水中δ¹³C演化是封閉系統碳酸岩溶解的結果，進而表明選用Tamers模型和pearson模型對¹⁴C測年校正是合適的。

2.初始¹⁴C輸入含量

一般來說，對於地下水¹⁴C測年校正，盡量應用各種校正模型，並進行結果對比。本次研究，先利用氚方法進行校正，然後考慮模型校正方法。氚含量大於5 TU的樣品¹⁴C平均含量為73.3 pmc，受核爆影響，¹⁴C輸入大致為120 pmc（Clark和Fritz，1997），因此¹⁴C初始輸入含量為大約61 pmc。對於模型校正，首先採用簡單的化學稀釋模型（Tamers），然而進一步考慮同位素混合（Pearson），最後考慮可能的同位素交換（IAEA），計算結果見表4-10。可見，除了IAEA模型（Salem等，1980）校正稍過量外，其餘模型得出的結果相接近，說明代表了研究區地下水的年齡范圍。但是氚含量大於檢測限的地下水，¹⁴C年齡不適用，應為現代水。

3.地下水年齡

從圖4-22可看出，根據地下水中³H和¹⁴C含量之間關系，黑河流域地下水的年齡大致分為4組，第一組是³H值大於20 TU，¹⁴C含量大於55 PMC，其年齡小於50年，是近期補給形成的「現代地下水」。第二組是³H值小於10 TU，¹⁴C含量介於55～85 PMC之間，是核爆前補給形成的「年輕地下水」。第三組³H值小於10 TU，¹⁴C含量小於55 PMC，是年齡較老的地下水。第四組10 TU<³H值<40 TU，¹⁴C含量小於55 PMC，是古水與現代水的混合補給形成的地下水，年齡為幾十至幾千年。

圖4-22 黑河流域地下水的³H與¹⁴C含量之間關系

從圖4-23和圖4-24可見，潛水多為現代水補給，年齡小於50年；承壓水年齡大於50年。在南部盆地，年齡較老的地下水主要分布在酒泉盆地與張掖盆地之間的蓮花—明海一帶的承壓含水層中，地下水¹⁴C校正年齡為距今2338～5569年。在張掖盆地鹼灘一帶，深層地下水氚含量22.3 TU，局部存在現代水混合跡象。在高台地區，深層地下水¹⁴C校正年齡是距今1891年。在北部盆地，年齡較老的地下水主要分布在額濟納北部深層承壓含水層中，地下水¹⁴C校正年齡為距今5486～8630年，形成於全新世氣候適宜補給期。

圖4-23 黑河流域潛水年齡等值線（m）分布圖

在「黑河中下游兩水轉化及水資源綜合開發利用」項目中提出核爆前（1952年以前）入滲補給的水僅存在於山前水位埋深大於100m的淺層地下水中，在沖洪積平原和細土平原主要是核爆前期（1954～1961年）和最近（1963年以後）滲入補給的。本次研究結果發現，山前戈壁帶的地下水為核爆以來補給的地下水，形成時間是1963年以後，核爆高峰期補給的水僅存在於梨園河附近；在細土平原和馬營河與梨園河之間地帶，地下水形成於核爆前補給。

圖4-24 黑河流域深層承壓水年齡分布圖

二、水循環與形成過程

（一）山區水循環與子系統之間轉化

1.地表水形成

黑河流域山區地表水主要來源於降水、冰雪融水和基岩裂隙水，其水化學和同位素資料表徵了它的形成過程、來源和組成狀況。

山區的冰雪融水樣品（HX54）采自海拔3892 m的甘肅與青海分界處，融水現場測試溫度1℃。降水樣品（HX55）采自海拔3301 m托來牧場，水溫度11.6℃。地下水樣品（HX52-2）采自海拔2916 m柳泉溝120 m深的機井，水溫度6.9℃。其餘樣品是山區不同河段、高程不等的河水。

水化學資料表明，山區地表水是不同來源水的混合作用產物，如圖4-25所示。無論是6種離子（Ca離子除外）和礦化度特徵，還是微量元素Sr資料，都反映出沿河流徑流途徑不同來源水的混合特徵。例如，北大河幹流兩側冰雪融水的離子濃度普遍高於幹流河水，而且除Ca離子外，由上游至下遊河流兩側冰雪融水的離子濃度逐漸降低，幹流河水的各離子濃度增高。由於山區蒸發作用微弱，徑流速度快，所以蒸發和溶濾作用對河水化學組成影響不會很大，因此，幹流河水各離子濃度的增加，表明了沿途與高礦化度冰雪融水的混合作用。又如，黑河幹流在山區有東、西兩條支流，東支河水采樣點靠近融水區，所以離子濃度均高於西支河水，並且沿徑流方向，東支河水的各離子濃度逐漸降低，西支河水離子濃度逐漸增高，也反映了冰雪融水與幹流河水的混合作用的存在。

同位素資料反映下列兩種基本特徵，北大河源區地表水以融水和山區地下水補給為主，黑河源區地表水以降水補給為主。

（1）北大河源區地表水（HX51、HX53）的氚含量（43TU、49TU）與冰雪融水的氚含量（45TU）和地下水的氚含量（33TU）接近，表明了河水主要來源於冰雪融水和地下水，其中地表水樣品（HX52-1）的氚含量（75TU）比降水、融水和地下水高近一倍，為高含量值的地下水或近期降雪融水的影響。

北大河河水樣品的δ¹⁸O和δD值接近於融水，地下水樣品和附近河水的δ¹⁸O和δD值相近，表明地下水與河水來源相同。北大河源區取樣點的地表氣溫、水溫與高程呈線性關系（圖4-26a），二者的梯度分別是0.7℃/100 m和0.4℃/100 m，地表氣溫梯度與實際觀測值相符（0.6℃/100 m）。因此，根據δ¹⁸O與氣溫的關系分析，如果取樣點的地表水來自不同高程的降水，那麼應該顯示出δ¹⁸O與高程之間線性關系。

圖4-26b是北大河源區水樣的¹⁸O與高程之間關系，樣品HX52-2是地下水，HX55是雨洪水，其餘為河水，結果是¹⁸O隨高程變化比較穩定，表明北大河流域源區河水補給來源的高程比較穩定，主要來自於高程相近的冰雪融水補給。

（2）黑河源區地表水氚含量比北大河源區高約2倍，比祁連縣降水低，比冰川融水的氚含量高。δ¹⁸O值（-7.43‰～-8.29‰）比北大河源區δ¹⁸O值（-8.59‰～-9.21‰）高，降水補給所佔份額較大。樣品的δ¹⁸O與高程呈負相關（圖4-27a），反映了不同高程的補給特徵，說明水的來源與北大河不同，反映出不同高程融水、降水和地下水的混合補給。

黑河源區δ¹⁸O與δD的關系也反映了大氣降水的補給特徵（圖4-27b），降水線方程為：Y=7.49X+8.99。樣品的δ¹⁸O與高程呈負相關（圖4-27a），反映了不同高程的降水補給特徵，這與北大河以融水補給為主的特徵不同。這種差別與山區降水分布特點相符，丁永建等（1999b）研究指出，在東亞季風影響為主的背景下，99.5°E以西降水表現為受西風環流影響的特點，以東降水顯示受東亞季風影響的特徵，降水自西向東增加。

黑河源區地表水的氚含量與高程呈負相關（圖4-28a），隨著高程減小，地表水匯流途徑增加，在源頭地表水為冰雪融水，其氚含量與融水氚含量相近（40 TU左右），為融水補給，向下游至祁連縣出山前，氚含量增加至大於80 TU，表明降水的存在。由於肅南和祁連縣降水的氚含量很高（167～125 TU），而這兩處地下水的氚含量也較高（41～61 TU），因此，向下游降水和地下水對河水的補給比重增加。

圖4-25 黑河流域山區地表水離子濃度在徑流方向上的變化

圖4-26 黑河流域祁連山區地表水同位素特徵

圖4-27 黑河幹流源區地表水同位素特徵

來源於不同途徑的地表水，可以通過δ¹⁸O和TDS關系識別出來。在圖4-28b中，地表水的樣品均落在降水、融水和地下水的混合區，進一步表明地表水是混合補給組成，即黑河源區上游地表水以降水和融水補給為主，向下游地下水補給增加，北大河以融水和山區地下水補給為主。

利用3個端元的數據分析，融水端元的δ¹⁸O值為-8.69‰、TDS值為533.3mg/L，地下水端元的δ¹⁸O值為-9.16‰、TDS值為356.8 mg/L，降水端元的δ¹⁸O值為-6.95‰、TDS值為285.5mg/L。按照三單元混合模式，有：

圖4-28 黑河幹流源區地表水同位素特徵

西北內陸黑河流域水循環與地下水形成演化模式

式中：F_m、F_g、F_p分別是融水、地下水和降水在地表水中所佔的比例；

西北內陸黑河流域水循環與地下水形成演化模式

分別計算出6月上旬黑河、梨園河、北大河出山地表水的組成（表4-13）。從表4-13可見，黑河的出山河水中降水補給所佔比重最大，為41%；梨園河中融水補給所佔比重最大，為41%；北大河中山區地下水補給所佔比重最大，為53%。

表4-13 6月上旬黑河流域山區地表水組成比例（%）

需要指出，融水中包括冰川和當年降雪的融水。根據丁永建等（1999a）研究，黑河流域山區多年平均降水351.1 mm，其中夏季降水平均208.9 mm，佔全年的60%。換言之，40%的降水是通過降雪融化進入地表水中的。根據這個關系，可以推算冰川融水的比例（表4-14）。

表4-14 黑河流域山區地表水組成比例/%

2.地下水來源和水流方向

在黑河流域源區取得地下水樣品7個，其中泉水樣品6個。總體水化學特徵分為兩類，一類是低礦化的、δ¹⁸O相對較高和氚含量較高的HCO₃-SO₄-Ca-Mg型地下水，另一類是高礦化的、δ¹⁸O相對較低和氚含量較低的Cl-SO₄-Na-Ca型地下水。這兩種類型的地下水代表了不同的形成過程和流動特徵，分別形成於局部地下水流過程和區域地下水流過程（圖4-29），前者多為現代水補給，後者的形成年齡較古老。

圖4-29 黑河流域源區地下水流模式圖

根據同位素資料研究表明，第一種類型地下水為現代冰雪融水、降水通過裂隙和河床沉積物補給，屬於局部地下水流系統；第二種類型為深部區域地下水循環的徑流補給，在山前斷裂帶以泉的形式排泄，其中一個上升泉（大苦水）的¹⁴C含量為43.2 PMC，相應未校正年齡為距今7000年。

（二）出山河水與山區地下水之間關系

在黑河流域，出山河水和山區基岩裂隙水的氚變化特徵相同（圖4-30a），河水的年均氚含量為37±7TU，地下水年均氚含量為34±8TU。δ¹⁸O值也表現出相似的特徵（圖4-30b），河水δ¹⁸O的平均值為8.2±0.3，地下水δ¹⁸O的平均值為8.5±0.4，具有季節性變化特點。河水和地下水同位素的相同變化特徵，表明二者的來源基本相同（圖4-31），水力關系密切。冬季河水的δ¹⁸O變化較小，氚含量較低，基流以排泄地下水為主；夏季河水以降水、融水混合排泄為主。

圖4-30 2001～2002年黑河流域梨園河出山河水和地下水同位素變化特徵

圖4-31 黑河流域肅南縣梨園河水與地下水的月際δ¹⁸O-δD關系

從地質條件分析表明，山區與平原之間以大型沖斷層接觸，山區地下徑流受山前逆壓斷裂阻擋而以泉的形式排泄，匯於溝谷排入河流。這些排泄的泉水大部分是深部第三紀和白堊紀的高礦化度水（參見表4-3）。山區地下徑流在出山前，大部分排泄於河流，以地表徑流形式出山，地下徑流僅在河谷、斷裂帶以潛流形式出山。

三、平原區水循環與形成過程

（一）降水、地表水和地下水之間轉化同位素特徵

乾旱區降水的穩定同位素一般都經受過強烈蒸發影響，降水線斜率常為5.5～6.5，但是季節性同位素變化產生的斜率在6.5～9.2之間。根據國際原子能機構降水監測數據（IAEA，2001）統計，張掖地區降水的δ¹⁸O和δD的加權平均值分別是-6.4‰和-42‰，降水線為δD=7.48δ¹⁸O+3.53，以此作為黑河流域大氣降水線（圖4-32a）。

圖4-32 黑河流域中、下游水循環系統同位素特徵

在年內，黑河流域降水同位素變化較大，夏季（6～9月）降水與冬季降水之間的δ¹⁸O差值約是4‰。正義峽和鼎新水庫水δ¹⁸O的年平均值，分別為-6.4‰和-3.6‰，周圍地下水δ¹⁸O的平均值是-6.1‰。多數地下水樣品落在當地降水線的冬季和夏季之間，說明夏季當地降水對地下水補給所佔比重是有限的，而是高山區富含輕穩定同位素的降水補給佔主要部分，並與當地降水補給發生局部混合。

在沿黑河徑流方向上，δ¹⁸O值的季節性變化特徵反映了地下水和河水之間相互作用的密切關系（圖4-32b）。夏季數據是2001年6月至2001年9月期間每月採集樣品測試數據的平均值，冬季數據是2001年11月至2002年3月每月採集樣品測試數據的平均值。一般來說，常年性河水的穩定同位素保持源區特徵，蒸發影響相對比較小。從圖4-32b中可以看出，張掖盆地上游，冬季和夏季河水的δ¹⁸O差值不大，反映常年性河水自高山區或長距離的補給特徵。自張掖以下，夏季河水的δ¹⁸O值比冬季的明顯高，富含¹⁸O，尤其是高台至鼎新一帶，河水的δ¹⁸O值劇烈變化。這種變化不是簡單的河水蒸發效應結果，與臨澤灌區、高台灌區和鼎新灌區農業活動有關，經歷了灌溉水→地下水→河水的轉化過程，與灌溉水經過強烈蒸發影響有關，這種影響在鼎新灌區尤為明顯。對比冬、夏兩季δ¹⁸O值變化可見，鼎新灌區地下水對河水同位素特徵具有明顯的影響，這種影響向下游漸弱，在狼心山一帶已微弱。

在地下水和地表水氚同位素的月際變化過程中，也具有季節性變化的特點（圖4-33）。在夏季，氚含量高；在冬季，氚含量低。地表水和地下水氚同位素的一致性變化，表明地表水與地下水之間存在密切的水力聯系。沿流動途徑，地下水和地表水的氚含量逐漸降低。對於常年性河流來說，由於徑流速度遠遠高於地下水，放射性衰變影響較小。如果沒有其他水的混入，上、下游之間河水的氚含量變化不會很大。若存在地下水對河水補給影響，由於地下水的氚含量總體上小於河水，所以沿徑流途徑地表水氚含量的降低比較明顯。從圖4-34可見，在黑河幹流沿途，地下水與地表水氚含量的不僅降低，而且變化具有相同規律，這表明存在地下水補給地表水和地表水補給地下水的轉化過程，至少存在3次完整的相互轉化過程。

圖4-33 黑河幹流流域平原區不同地點同位素季節性變化

圖4-34 黑河幹流地下水與河水的氚值變化特徵

圖4-35黑河流域酒泉東盆地-額濟納地下水同位素剖面

由於地下水的氚含量小於地表水，所以在河水的氚含量低於淺層地下水地段，河水受地下水補排泄影響。在張掖以北至正義峽（高台段），地表水的氚值低於地下水，表明地下水補給河水（圖4-34中d區）。正義峽地表水的氚平均值為40 TU，介於張掖盆地潛水和承壓水氚含量之間，反映了其來源為二者的混合補給。在正義峽至狼心山一帶，地下水的氚含量平均為31.93，河水平均為38.27，是河水補給地下水（圖4-34中e區前段）。自狼心山至額濟納盆地，地下水的氚含量29.01 TU，接近並略小於河水的平均值，表明地下水來自河流的補給（圖4-34中e區後段）。在額濟納綠洲區，河水的氚值低於地下水，為地下水補給地表水（圖4-34中f區）。在東居延海附近存在地下水自流（泉）補給地表水的現象。

黑河幹流地下水與河水之間轉化大致可歸納為：山區基岩裂隙水補給地表水，山前平原河水補給地下水，在張掖北部地下水補給河水，至正義峽後河水補給地下水，河水成為下游荒漠區地下水的主要補給源，至額濟納盆地東北部（東居延海一帶）地下水補給地表水。

沿徑流途徑的地下水δ¹⁸O和δD值變化特徵，支持氚含量反映的地下水和河水的相互作用關系，圖4-35b和圖4-35c與圖4-35a中反映的地下水同位素變化規律基本一致。

（二）山前入滲帶河水與地下水之間轉化同位素特徵

在δ¹⁸O-δD圖上，南部盆地溢出帶附近及其以上的采樣點都落出山河水和當地降水平均值之間，表明了地下水由降水和河水的混合補給（圖4-36）。

圖4-36 黑河流域南部盆地降水、出山河水和地下水的δ¹⁸O-δD關系

根據兩端元混合模型，可以計算出地表水和降水的比例，模型為

西北內陸黑河流域水循環與地下水形成演化模式

式中：f_sw——地下水中包含地表水補給的比例；

Y_gw、Y_pre和Y_sw——地下水、降水和地表水的δ¹⁸O值。

該方法的靈敏度為S=±X/Y，±X是混合水的同位素組分的偏差，Y是地表水和降水的同位素組分差。

根據模型和δ¹⁸O資料，計算結果如表4-15所示，出山河水補給地下水占總補給量的70%～80%，當地降水補給占總補給量的20%～30%。

表4-15 黑河流域張掖盆地淺層地下水混合補給比例估算結果（%）

（三）沖洪積扇前緣地帶地表水與地下水之間轉化同位素特徵

在黑河流域沖積扇前緣地帶，由於含水層岩性變化較大，地下水沿著溝壑以泉的形式溢出地表，排泄於地表水中。從圖4-37可見，在張掖盆地的溢出帶附近，除7～9月份外，河水的氚含量均介於地下水和出山河水之間，反映該地段的河水主要是出山河水和地下水補給。在雨季（8～9月份），地下水和出山河水的氚含量相近，表明雨季地下水主要接受出山河水的季節性洪流補給。

圖4-37 黑河流域張掖盆地溢出帶附近不同水體的氚同位素季節性變化

根據δ¹⁸O資料估算，張掖盆地溢出帶附近的河水中，不同補給來源組成的季節性變化特徵如表4-16所示。在夏季，河水中地下水補給占徑流量的20%～30%，出山河水補給占徑流量的70%～80%。在冬季，河水中地下水補給占徑流量的33%～37%，出山河水補給占徑流量的63%～67%。

表4-16 黑河流域張掖盆地溢出帶地表水補給組成比例季節變化估算結果

（四）細土平原帶河水與地下水之間轉化同位素特徵

在高台至正義峽一帶，各種水體的氚含量具有相近的變化規律，說明這些水體之間存在一定的水力聯系（圖4-38）。地表河水的氚含量遠低於上游張掖附近的河水和高台—正義峽一帶的降水，這種特徵說明上遊河水和降水對該帶河水同位素變化影響較小。而這一帶的河水氚含量接近潛水，表明河水組成除了上遊河水和降水之外，當地地下水補給佔主

圖4-38 黑河流域高台—正義峽一帶不同水體的氚同位素季節性變化

要部分，而且深層承壓水補給在河水中佔有一定的比例。在冬季，河水與潛水的氚含量在分析誤差范圍內，基本相同，說明冬季河水的主要來源是潛水補給。

根據同位素監測資料研究，出山河水的δ¹⁸O平均值為-8.6‰，高台—正義峽潛水δ¹⁸O平均值-6.1‰。按二端元混合估算，張掖和高台地表水季節性組成變化狀況如表4-16所示。在夏季，張掖地區的地下水補給佔20%～30%，出山河水補給佔70%～80%；高台地區的地下水佔55%～75%，出山河水補給佔25%～45%。在冬季，張掖地區的地下水補給佔33%～37%，出山河水補給佔63%～67%；高台地區的地下水補給佔80%～84%，出山河水補給佔16%～20%。

（五）黑河下遊河水與地下水之間轉化同位素特徵

鼎新地表水與狼心山地下水的同位素特徵具有相似變化規律，如圖4-39所示。狼心山地下水的氚含量略低於上游鼎新河水，地下水δ¹⁸O值高於鼎新河水，表明自鼎新至狼心山段，河水補給地下水。但是在狼心山下，河水與地下水的同位素差別相對較大，說明河水補給減弱。

圖4-39 黑河流域鼎新—狼心山地下水和地表水同位素變化對比

❸ 放射性氚怎麼監測和監測規程下載

-氚是氫的一種同位素，是一種人工合成的物質，其放射性非常弱。在它的放射性衰變過程中，散發一種β微粒，這種微粒的最高的能量為18kev.。氚的半衰期大約為12年，使得它在放射性物質中存在的時間相對較長。

----由於氚的化學特性與氫相當接近，它非常容易被人體吸收，從而對人的健康造成傷害。也正是因為它易被人體吸收的特點，氫（與碳14）作為顯跡同位素用於制葯工業。

----在高溫和高壓的情況下，氚與氘（氫2）結合，釋放巨大的能量--人們稱之為聚變反應。這將是未來人類能量的基本來源，正如當今它是主要的破壞性力量之一。

----在重水發電廠中，人們極力避免氚的出現。氚是D2O自身捕獲中子的結果，在運行了幾年之後，當DTO的濃度變得十分高時，它就成了非常危險的物質。

----在以下領域都需要使用氚監測器：核聚變實驗室、重水核反應堆、自供電的生產設備、放射性制葯實驗室（與C14和其他放射性同位素相結合）、武器的生產、研究和開發、部署武器的設施中。

氚的監測方法

----氚的數量或活性是通過它放射性衰變時所釋放的能量來確定的。在濃度非常高時，可以使用量熱的方法，測量其在衰變時所釋放的熱量。而使用更為普遍的方法包括檢測衰變中釋放的β粒子。

1．閃爍計數
----如果氚是液體狀態，它的活性可以通過閃爍計數的方法方便地檢測到。熒光添加劑與定量的液體混合後，當截擊到所釋放的β微粒時會產生閃爍現象，這種閃爍可以通過光電倍增管來計數。

2．流氣式比例計數器
----如果氚是氣體狀態而非液體狀態，則可以使用流氣式比例計數器來監測這種獨特的放射性衰變現象。

----流氣式比例計數器工作原理是利用氣體放大的特性來線性放大由核事件產生的電荷。當被用來檢測氚時，流氣式比例計數器可以通過通常的電子脈沖的方法來增強非常微弱的β微粒的能量，從而進一步進行處理。OVERHOFF的流氣式比例計數器通常用於檢測低於10-3μCi/m3的氚。

3．線性電離室
----如果一定量的氚被置於電場中，由放射性衰變產生的電荷能夠以平均電流的形式予以收集。雖然氚是一種非常弱的放射性同位素（10-7到10-9Ci/m3）,但仍然可以使用電離室的方式進行檢測。使用電離室檢測達到的靈敏度依賴於電離室的大小、電流放大器的性能等。

4．氚的不同化學形態
----氚以元素的形態存在，例如HT、DT或T2，或以氧化物的形態存在，例如HTO、DTO或T2O。在化學性能上因液態氚與普通的水完全相同，所以極易被人體吸收；而氣態氚則可完全通過肺排出體外。因而就生物學上的危害而言，氚的氧化物更具危險性。

----所以說，正確鑒別氧化氚或檢測出氧化氚和氚元素的相對質量顯得十分重要。

5．鑒別在其他放射性同位素中的氚
----一般的環境監測。我們所居住的地球本身也是放射性的。當檢測空氣中的氚時，將氚與其他放射性元素，比如天然產生的氡、從地球或宇宙中產生的本底咖瑪輻射等區分開來是十分必要的。使用氡阿爾法抑制脈沖和上文提到的雙電離室可以完成此種檢測。

6．防止電離室污染（淀積）
----標准KANNE設計的內殼層現用一個薄的金屬網所替代。這個金屬網是用作電離室排斥電極的，有效屏蔽所有可能由電離室組件的內壁所產生的離子和電子。由於金屬網實際的表面積非常小，吸收HTO的記憶效應比常規的電離室減少了二到三個量級。

7．極低水平的測量
----大尺寸電離室（40升）用於檢測10-8Ci/m3的氚，這些40升的電離室與空氣凈化系統或滲透管連接。

----不同應用決定不同的氚監測器的構造

----不同的應用對系統構造的要求不同。通常氚的活性水平決定了運用何種結構。

A．工藝管道（高濃度）
----線性、測量的精度和電離室真空度是檢測高濃度氚極為重要的要求。電離室設計必須確保沒有飽和和沒有泄露，同時還要考慮到放射性可能對電離室結構組件的危害。

----高濃度的氧化氚容易產生吸附於電離室內部的半永久性沉澱，這會產生錯誤的信號。通過使用特別設計的防污染（淀積）電離子室，則可以解決這個問題。

B．環境監測，手套箱，防護罩，煙囪和微塵監測（中等濃度）
----日常處理大量氚的設施須使用氚監測器來控制其對人類的輻射影響，並保證泄露到環境中的氚控制在最小值。此類應用要求監測器能夠檢測中等濃度（大於等於0.1μCi/m3）的氚。

----監測器必須能夠分辨天然本底中存在的氚，包括氡和外部低水平的伽馬場。這就需要採用特殊的方法對監測器進行改造使之可以不受氡的影響。鉛屏蔽可以用於減少對外部伽馬場的響應。雙電離室用於克服外部伽馬場的影響。

----核能發電廠及核聚變研究機構。核反應堆周圍的大氣被巨大的核輻射轟擊。空氣本身會變成具有放射性，"反應堆氣體"也會在氚監測器上產生信號。使用電離室（或流氣式比例計數器）對氚的獨立測量，可以有效的地減少其他放射性氣體的對測量的影響。

----攜帶型監測器。上述內容同樣適用於以電池供電的用於保健物理測量的儀表。一般而言，攜帶型監測器的靈敏度應當小至可以測量工作環境所限制的濃度。

----攜帶型監測器有時遭受溫度變化的影響。必須特殊設計以滿足檢測的准確性及避免溫度變化產生的零漂。

C．低濃度氚監測器
----由於政府規定日趨嚴格，對監測器靈敏度的設計要求變得更高。現今美國對靈敏度的規定要求最低至10-9Ci/m3。為了測量到這個水平，須使用氚鼓泡器，就是使含氚的空氣流過液體收集器，在周期性的間隔里（通常為一周），收集這些"濃縮"的液體，然後進行氚含量的分析。

❹ 水中氚的分析方法

樓主，您好。 1 主題內容與適用范圍本標准規定了分析水中氚的方法。本標准適用於測量環境水(江、河、湖水和井水等)中的氚，本方法的探測下限為0.5Bq／L。2 方法提要向含氚水樣中依次加高錳酸鉀，進行常壓蒸餾，鹼式電解濃縮，二氧化碳中和，真空冷凝蒸餾。然後將一定量的蒸餾液與一定量的閃爍液混合，用低本底液體閃爍譜儀測量樣品的活性。3 試劑除非另有說明，分析時均使用符合國家標準的分析純試劑。3.1 高錳酸鉀，KMnO4。3.2 2,5-二苯基惡唑，OC(C6H5)＝NCH＝CC6H5，簡稱PPO，閃爍純。3.3 甲苯，C6H5CH3。3.4 1,4-[雙-(5-苯基惡唑-2)]苯，[OC(C6H5)＝CHN＝C]2C6H4，簡稱POPOP，閃爍純。3.5 氫氧化鈉，NaOH。3.6 TritonX-100(曲吹通X-100)，C8H17(C6H4)(OCH2CH2)10OH。3.7 標准氚水，濃度和待測試樣盡量相當，誤差±3％。3.8 無氚水，含氚濃度低於0.1Bq／L的水。3.9 二氧化碳。3.10 液氮。4 儀器和設備4.1 低本底液體閃爍譜儀，計數效率大於15％本底小於2cpm。4.2 分析天平，感量0.1mg，量程大於10g。4.3 蒸餾瓶，500mL。4.4 蛇形冷凝管，250cm。4.5 磨口塞玻璃瓶，500mL。4.6 容量瓶，1 000mL。4.7 樣品瓶，聚乙烯或聚四氟乙烯，或石英瓶，20mL。4.8 電解槽，見附錄B(參考件)。4.9 真空冷凝蒸餾收集瓶，見附錄B(參考件)。4.10 井形電爐，見附錄B(參考件)。4.11 直流電源，電壓范圍0～90V，連續可調，電流0～60A。4.12 真空泵，10L／min。4.13 濕度控制器，可調范圍0～100℃。5 分析步驟5.1 蒸餾5.1.1 取300mL水樣，放入蒸餾瓶(4.3)中，然後向蒸餾瓶中加入1g高錳酸鉀(3.1)。蓋好磨口玻璃塞子，並裝好蛇形冷凝管(4.4)，待用。5.1.2 加熱蒸餾，將開始蒸出的幾毫升蒸餾液棄去，然後將蒸餾液收集於磨口塞玻璃瓶(4.5)中。密封保存。5.2 電解濃縮5.2.1 先要調節陽極位置，使電解後剩下的溶液體積為8mL。5.2.2 將250mL蒸餾液(5.1.2)，放入電解槽(4.8)中，並加入2.5g氫氧化鈉(3.5)。5.2.3 將電解槽放入冷卻水箱，通自來水冷卻。然後連接線路，接通電源，並使起始電解電流為40～50A。進行電解。5.2.4 電解結束後，向電解槽緩慢地通入二氧化碳20min。 5.3 真空冷凝蒸餾5.3.1 把稱重過的收集瓶(4.9)，放入液氮中冷卻5min後，將其與放在井形電爐(4.10)中的電解槽連接。然後打開收集瓶上的閥門，抽真空，並同時對電解槽加熱，溫度控制在100℃以內。冷凝蒸餾30min。5.3.2 再次稱重收集瓶，確定其蒸餾液凈重。5.4 制備試樣5.4.1 配製溶劑以1份曲吹通X-100(3.6)與2.5份甲苯(3.3)的比例，配製適量溶劑，搖盪混合均勻後放置待用。5.4.2 配製閃爍液，將6.00gPPO(3.2)和0.30gPOPOP(3.4)，放入1000mL容量瓶(4.6)中，用溶劑(5.4.1)溶解並稀釋至刻度。搖盪混合均勻後放入暗箱保存。5.4.3 制備本底試樣將無氚水按5.1步驟進行蒸餾，取其蒸餾液6.00mL放入20mL聚乙烯樣品瓶中，再加入閃煉液(5.4.2)14.0mL，搖盪混合均勻後密封保存。5.4.4 制備待測試樣取6.00mL蒸餾液(5.3.2)和14.0mL閃爍液(5.4.2)，放入20mL聚乙烯樣品瓶中，搖盪混合均勻後密封保存。5.4.5 制備標准試樣取6.00mL標准氚水(3.7)和14.0mL閃爍液(5.4.2)，放入到20mL聚乙烯樣品瓶中，搖盪混合均勻後密封保存。6 測量把制備好的試樣[包括本底試樣(5.4.3)，待測試樣(5.4.4)和標准試樣(5.4.5)]，同時放入低本底液體閃爍譜儀的樣品室中，避光12h。6.1 儀器准備調試儀器使之達到正常工作狀態。6.2 測定本底計數率選定一確定的計數時間間隔進行計數。6.3 測定儀器效率 選用一確定計數時間間隔，對標准試樣進行計數，求出標准試樣的計數率，然後用下式計算儀器的計數效率：式中：E——儀器的計數效率，儀器的計數效率，(計數／分)／(衰變／分)；儀器的計數效率， Nd——標准試樣計數率，計數／分；標准試樣計數率，計數／分； Nb——本底試樣計數率，計數／分；本底試樣計數率，計數／分； D——加入到標准試樣中氚的衰變數，衰變／分。6.4 測量樣品 選用一確定的計數時間間隔，對待測樣品進行計數。7 分析結果的計算 計算水中氚的放射性濃度公式為式中：A——水中氚的放射性濃度，Bq／L；V1——電解濃縮前水樣的體積，mL；Vf——電解濃縮後水樣的體積，mL；Vm—－測量時所用水樣的體積，mL；E——儀器對氚的計數效率，(計數／分)／(衰變／分)；Ng——待測試樣的總計數率，計數／分；K——單位換算系數，6.00×10－2(1(1衰變／分)／(BqmL)；(1 Re——電解濃縮回收率；Nb——本底試樣的計數率，計數／分。 註：用標准氚水，按電解濃縮步驟進行電解，然後進行制樣測量，用Re＝Df／Di算出Re值，式中Df是電解前水樣中氚的衰變數；Df是經電解濃縮後水中氚的衰變數。8 精密度 方法的重復性和再現性。水平值(Bq／L)重 復 性再 現 性SRγSrR0.632.845.420.0620.310.330.170.870.930.240.560.700.681.581.97本方法在正常和正確操作情況下，由同一操作人員，在同一實驗室內，使用同一儀器，並在短期內，對相同試佯所作兩個單次測試，結果之間的差值超過重復性，平均來說20次中不多於1次。 本方法在正常和正確操作情況下，由兩名操作人員，在不同實驗室內，對相同試樣所作兩個單次測試，結果之間差值，超過再現性，平均來說20次中不多於1次。 如果兩個單次測試結果之間的差值超過了相應的重復性和再現性數值，則認為這兩個結果是可疑的。註：本精密度數據是在1987年和1988年由7個實驗室對3個水平的試樣所作的試驗中確定的。9 誤差 分析結果的相對標准誤差由下式確定：式中：σm——分析方法的相對標准偏差；Na——待測試樣的凈計數率，計數／分；——待測試樣的凈計數率，計數／分； Nb——本底試樣的計數率，計數／分；——本底試樣的計數率，計數／分； ts——待測試樣的計數時間，min；——待測試樣的計數時間，min； tb——本底試樣的計數時間，min；——本底試樣的計數時間，min； σRe——電解濃縮回收率的標准偏差；——電解濃縮回收率的標准偏差； σe——儀器對氚的計數效率的標准偏差。——儀器對氚的計數效率的標准偏差。 附錄A 正確使用標準的說明。詳情請參考國家標准物質網www.rmhot.com(參考件)A1 如果待測試樣中氚的濃度較高，或儀器的靈敏度足夠高，用儀器直接測量，能得到滿意的結果時，可以省去電解濃縮一步，樣品經常壓蒸餾，制樣後，直接用儀器測量即可。A2 電解濃縮時，應首先調節好陽極位置，正確的調節方法是，先在電解槽中，加入8mL含1％(m／V)氫氧化鈉溶液，然後將陽極插入電解槽中，邊上、下調節陽極位置，邊用萬用表測量陰陽極間的電阻，當獲得一個突然變小或變大的電阻值時，再仔細調節一下，在突然變化的那個位置上，用陽極上的兩個螺母，把陽極管固定在法蘭盤上，陽極位置便可調節好了。A3 電解濃縮時，如果採用比附錄B中的電解槽的陰極面積大或者小的陰極時，則電解的起始電流，可按陰極電流密度控制在0.1－0.2A／cm2范圍值，計算出新採用的電解槽的起始電流范圍。A4 在操作過程中，例如制備試樣、蒸餾等每一可能引起樣品間交叉污染的步驟中，要注意避免交叉污染。操作要按先低水平，後高水平順序進行等。A5 電解濃縮回收率Re與電解槽的電極材料，電解質，冷卻水溫度，電流密度，體積濃縮倍數以及電解方式等有關。採用減容電解方式(即本標准採用的方式)則Re＝(Vf/V4)1/β，式中的β是氚的電解分離系數。如果上述條件有任何一個發生了改變，則原來的見和β值不能再使用，這時應該用標准氚水，按電解步驟進行電解，重新確定新的參數Re和β值。如果只是冷卻水溫度發生了變化，可按每升高1℃，β降低1.3％，對β進行修正，再由β算出Re，一般可以不必重作實驗。冷卻水溫度變化多少度，就該修正β和Re值，這要根據測量誤差的要求而定。 A6 如果標准氚水比待測試樣中的氚放射性濃度高出幾個數量級，例如2.21×106dpm／g誤差±3％的標准氚水，應將標准氚水進行稀釋後，方可使用。稀釋方法是用分析天平(4.2)精確地稱取一定量標准氚水，一般是0.18左右，加入到一定容積(如1000mL的)容量瓶中，然後再用無氚的蒸餾水稀釋至刻度，搖盪混合均勻，按下式算出稀釋後標准氚水的比放射性活度：式中：C——比放射性活度，(衰變／分)／mL；DS——加入到容量瓶中的標准氚水絕對活度，衰變／分；VS——容量瓶的容積，mL。

❺ 放射性同位素氚（T）和C在水文地質中的應用

一些元素同位素的原子核可以自發地以一定的速率進行蛻變，放出某種射線後形成新的原子核，這部分同位素稱為放射性同位素。放射性蛻變是不穩定同位素原子核的一種特性，是由於原子核中中子過剩（即中子數與質子數之比大於1.5）而引起的，其蛻變還具有一定的規律性。

（一）放射性同位素的衰變（或蛻變）定律

根據盧瑟福和索迪的理論，在任一時刻內不穩定同位素原子核（母核）的衰變速率正比於當時尚未衰變的原子數N，當列入一個比例常數（衰變常數λ）之後，就有下列數學式：

水文地球化學基礎

式中：dN/dt——母核原子數的變化速率，此速率隨時間而減小，故在其前面加一負號；

λ——衰變常數，它表示天然放射性同位素在單位時間內衰變機率的大小；

N——當時尚未衰變的母核原子數。

將上式整理與積分後為：

水文地球化學基礎

得-lnN＝λt+C

式中：lN是以e為底的N的對數；C是積分常數，它可以從初始條件t=0時N=N₀給出，

故有：

C=lnN₀

將其代入上式，則有：-lnN＝λt-lnN₀

整理後，

式中：N₀——初始放射性母核原子數（即t=0時刻的放射性母核原子數）；

N——t時刻剩餘的放射性母核原子數；

λ——放射性衰變常數；

t——衰變時間；

e——自然對數的底數（e=2.71828182）。

（5-4）式為放射性同位素衰變定律的一般表達式。它表明原始放射性同位素原子核數（N₀）的減少是按指數規律進行的。

描述放射性核衰變的特徵值是半衰期。所謂半衰期是指具有一定數目的放射性原子核衰變到一半時所花費的時間，通常以T表示，當t=T時，

代入上式得：

水文地球化學基礎

另一個描述放射性核衰變的特徵值是平均壽命。所謂平均壽命是指放射性原子的平均概率壽命，並用τ表示。τ被定義為：

水文地球化學基礎

據前式—dN/dt＝λN，代入則有：

水文地球化學基礎

又知

，則有：

水文地球化學基礎

即τ＝T/0.6931=1.443T

由此可見，平均壽命τ就等於衰變常數的倒數，它是半衰期T的1.443倍，因此放射性衰變即可用半衰期，也可用衰變的平均壽命來描述，但通常多用半衰期來描述。在水文地質研究中常用的氚的半衰期為12.262年，¹⁴C為5568±30年。

在水文地質工作中，可以通過這種衰變作用來計算地下水的年齡。下面僅以在地下水中研究得較好應用得較多的氚（T）和¹⁴C這兩種放射性同位素為例加以說明。

（二）放射性同位素氚（T）在水文地質中的應用

氚

是氫的一種宇宙射線成因的放射性同位素，發現於1939年，原子量為3.01605，衰變時發射出β^-射線，生成氦

。

水文地球化學基礎

氚的半衰期是12.262年。β-射線的最大能量是0.018MeV（兆電子伏特），最小能量是0.0035MeV。氚在水中以氚水（HTO）形式存在，它是水的組成部分，隨水一起運動。在天然水的循環中不會生成易沉澱的化合物，也不易被吸收，是最理想的天然示蹤劑。

天然水中的氚是用液體閃爍計數方法測定的，一般用兩種單位來度量，即放射性單位和濃度單位。測量放射性的基本單位用貝可（Bq）表示，它的定義為任何放射性核素只要每秒衰變數為1就稱為1個貝可（Bq）。氚的濃度單位用氚單位表示，記作TU（Trit-iumunit）。1TU相當於在1×10¹⁸個氫原子中含有一個氚原子，即

水文地球化學基礎

天然水中氚的主要補給來源有兩個：天然氚和人工氚。

天然氚是在大氣層上部由宇宙射線產生的快中子

與穩定的¹⁴N原子反應形成的。當¹⁴N與能量超過400萬電子伏特以上的中子作用時，可產生

水文地球化學基礎

人工氚主要由空中熱核試驗產生。據歷史資料，1949—1950年大氣降水中氚的平均濃度為5—10TU。1952年11月美國在低緯區進行的卡賽爾爆炸（核試驗）之後14天，紐約的雨水中氚濃度為1240TU。1953—1963年，由於不斷進行核試驗，使大量人工氚進入空中，氚的濃度均大大超過天然背景值。1963年北半球大氣降水中氚的濃度出現高峰值，可達數千TU。據統計，截止到1968年，由於核試驗人們在大氣圈內拋下了約220kg人工氚，而天然氚僅5—20kg（據R.Coppen,1969）。

大部分氚在同溫層積累，形成氚標記水分子，逐漸擴散到對流層，並以大氣降水的方式到達地面。因此，雨水、地表水和淺層的地下水中都含有一定量的氚。

近20年來積累的大量天然水的氚含量分布資料表明，北半球的大氣降水中氚含量隨緯度增高而增加，而且以每年春末夏初時最高。這是因為在同溫層積累的氚，大多在春末夏初由北半球高緯度地區進入對流層，然後被大氣降水帶至地表的緣故。

河水中氚的含量取決於流域范圍內大氣降水中氚的含量，以及那裡的地質、地理條件。一般說來，河水中的氚含量與當地的大氣降水是相當的，但若在河水的補給量中，循環時間較長的地下徑流占較大比重時，則每年氚含量高峰值的出現時間會有些滯後。

通過對地下水中氚的研究，可以解決下列水文地質問題：

1.計算地下水的年齡

在空中氚原子生成後，很快就同大氣中的氧原子化合生成HTO水分子。然後，HTO與大氣水混合並隨之一起降落到地表，隨普通水分子一起滲入地下，成為地下水的組成部分。由於氚的半衰期為12.262年，其壽命很短，在高空生成到進入地下成為地下水的一部分，在此過程中，氚在不斷地進行衰變。也就是說，氚在水中的濃度在不斷減低，特別是當氚進入地下以後，其濃度隨地下水埋深的增加而減少。這樣，根據氚自身的衰變而在地下水中的濃度不斷減少的事實，客觀上就起到了對地下水的地質計時作用。

用氚法測定地下水年齡稱為氚法測齡。氚法測齡是通過測定地下水中氚含量（濃度）來計算地下水的年齡，其計算公式為：

水文地球化學基礎

式中：t——地下水的年齡（儲留時間）；

A₀——補給區降水輸入的氚含量；

A——排泄點地下水輸出的氚含量。

但是由於人工核試驗破壞了氚的自然平衡，再加上含水層的埋藏條件十分復雜，致使降水輸入含水層的氚含量在時間和空間上有很大變化，要想正確地確定原始氚的輸入量（A₀）是比較困難的。在我國，缺乏1952年以來降水中氚含量的長期觀測記錄，更難以得到原始氚輸入量的直接數據。此外，含水層中的地下水在徑流過程中還可能發生彌散和混合作用，使地下水的氚含量與地下水儲留時間之間的關系也發生改變。由此可見，式（5-7）的實際應用范圍很小，它僅可以近似地應用於簡單水流的年齡計算，否則必須加以修正。修正的方法有P.Huber等提出的數學模擬法和M.Kusakabe提出的衰減比率法等。另外，還可以用經驗估演算法來大致確定地下水的年齡。據國際原子能委員會（IAEA,1972）同位素水文小組的建議，根據地下水中氚含量的多少，來確定地下水的年齡：

氚含量＜3TU的地下水，從補給區到采樣點大約是20年（1952—1972年）；

氚含量為3—20TU的地下水，含有少量熱核試驗生成的氚，地下水可能是1954—1961年間補給的；

氚含量＞20TU的地下水，是最近形成的。

水中氚含量的多少，與氚的來源有關，也與地區的自然地理及水文地質條件有關。在乾旱少雨地區，大氣中蓄積了一定數量的氚，導致雨水中氚的富集。蒸發作用強的地區，由於蒸發而引起水中同位素分餾減弱，因此有利於氚在地下水中富集。地層岩性同樣也影響著地下水中氚的含量，在黃土狀亞粘土和中、細粒砂岩含水層中氚的含量明顯減少。

氚（T）法測齡只適用於測定淺部的較年輕的地下水，一般只在50年以內的水，而不適於測定時間較久的深部循環水。

2.確定地下水的流向和滲透速度

根據地下水中氚含量資料可作出氚含量的等值線圖（圖5-1），從圖中確定地下水的流向，分析地下水的徑流條件。在某些情況下，若能計算出不同取樣點處地下水的年齡，那麼還可以計算地下水的滲透速度。

3.確定地下水與地表水之間的水力聯系

圖5-11975年5月北京市區地下水氚含量等值線圖

根據地下水中的氚含量及其動態，與地表水（或大氣降水）的資料相對比，可以判斷它們相互間補給關系，研究水的來龍去脈。在某些情況下還可以據此進行補給量的計算。

此外，通過測定氚的含量，還可以研究包氣帶水的運動狀況及解決工程地質中的滲漏問題。

（三）放射性同位素¹⁴C在水文地質中的應用

自然界存在著六種碳的同位素（¹⁰C、¹¹C、¹²C、¹³C、¹⁴C、¹⁵C），主要有三種，它們的豐度分別為98.89%（¹²C）;1.108%（¹³C）;1.2×10^-10%（¹⁴C）。¹²C和¹³C是穩定同位素，¹⁴C是碳的一種宇宙射線成因的放射性同位素。自1934年F.N.D.Kurie在耶魯大學首次提出¹⁴C的存在跡象以後，迄今，人們已¹⁴C有了清楚認識並對其進行了廣泛應用。

¹⁴C是由於大氣中N、O、C等穩定同位素原子在宇宙射線所產生的慢中子

與穩定的¹⁴N之間核反應產生的。其反應為：

水文地球化學基礎

式中：P是由核反應發射出的一個質子。產生的¹⁴C原子將很快地被氧化並生成

，或者通過與CO₂（或CO）分子中的碳穩定同位素發生交換反應而存在於CO₂中。

分子隨著氣體的流動很快混合在CO₂中，並均勻地分布在整個大氣圈。達到固定的穩定態平衡的濃度。這一平衡狀態，一方面在大氣中不斷產生¹⁴C，另一方面又維持著連續的衰變。

¹⁴C在衰變時，放出一個電子（β^-）重新恢復成¹⁴N。其反應為：

水文地球化學基礎

式中：β^-是β粒子；ν是反微中子；Q是終點能，等於0.156MeV（百萬電子伏特）。

¹⁴CO₂分子通過光合作用和從根部吸收進入植物組織中。活植物中¹⁴C的濃度是通過從大氣中的連續吸收和連續衰變來維持平衡的。草食動物食用植物或者動物通過大氣圈或水圈吸收含碳離子或分子也獲得恆定的¹⁴C，所以，整個生物圈中都含有¹⁴C。由於大部分CO₂溶解在海洋水中，形成含有¹⁴C的碳酸鹽和重碳酸鹽，一方面溶解，一方面又釋放CO₂，二者相互轉換。在海洋中部分CO₂被海洋生物吸收，二者之間又發生交換循環。由於上述情況，所以碳在整個大氣圈—生物圈—水圈中交換循環。

通過對地下水中¹⁴C的研究，可以解決下列水文地質問題：

1.計算地下水的年齡

自然界中所有參加碳交換循環的物質都含有¹⁴C。但是，如果某一含碳物質一旦停止與外界發生交換，例如生物死亡或水中¹⁴C以碳酸鈣形成沉澱，與大氣及水中的二氧化碳不再發生交換，那麼，有機體和碳酸鹽所含¹⁴C將得不到新的補充，其原始的放射性¹⁴C就開始按照衰變定律而減少。根據放射性衰變定律，就可以計算出含碳樣品脫離交換系統的時間。

為了研究地下水的年齡，還應當明確兩點：

（1）系統應該是封閉的，沒有其它放射性碳的補充。

（2）在關閉時刻，系統¹⁴C的放射性比度應該與同期大氣圈中¹⁴C的放射性比度相同。

對於植物的遺體來說，關閉系統的概念是很容易理解的，即在它們死亡以後，被埋藏起來，停止了交換，系統也就被關閉起來。對於地下水中的碳酸鹽或重碳酸鹽來說，只有承壓含水層才可能形成關閉系統。因此，計算地下水的年齡，主要是對承壓水而言的。當大氣降水進入地下，儲存在承壓含水層中，可以認為它被關閉起來，構成封閉系統，水中的¹⁴C不再得到外界補充。自大氣降水進入地下以後，地下水中的¹⁴C就開始衰變。據此，來大致確定地下水的年齡。

具體計算地下水的年齡，可按下式進行：

水文地球化學基礎

式中：t——地下水年齡（儲留時間）；

T——¹⁴C的衰半期；

——地下水補給區¹⁴C初始放射性比度；]]

——待測地下水樣品中¹⁴C的放射性比度。]]

，即地下水補給區¹⁴C的初始放射性比度。一般假定，

是一個常數，而且與大氣圈中¹⁴C的放射性比度一致。即用地下水補給區大氣降水中¹⁴C的放射性比度，來作為¹⁴C的初始放射性比度。

¹⁴C法測定地下水的年齡，一般可測得距今500—50000年以內的地下水年齡。

2.確定地下水的滲透速度

使用¹⁴C也可以確定地下水的滲透速度。基本方法是沿著地下水的流向選兩個點（a、b），分別取水樣測定其¹⁴C的含量，代入下式：

水文地球化學基礎

式中：t_b——b點水樣的年齡；

t_a——a點水樣的年齡；

——b點水樣中¹⁴C的放射性比度；]]

——a點水樣中¹⁴C的放射性比度。]]

❻ 氚的測定

放射化學法

方法提要

氚是氫的一種放射性同位素。氚的半衰期為12.43a，一般地下水中氚含量較低，多採用電解法進行濃縮富集。

水樣首先經過蒸餾，除去鹽分和大部分猝滅物質及干擾的放射性核素後，進行電解濃縮。濃縮液再進行真空蒸餾，然後，用閃爍溶液配製試樣並乳化。乳化好的試樣用低本底液體閃爍計數器對β放射性計數。若氚含量較高時，可不進行電解濃縮。

儀器和裝置

低本底液體閃爍譜儀。

電導率儀。

電解槽。

電解池。

電極。

整流設備。

全玻璃磨口蒸餾器。

計數瓶20mL石英瓶;100mL聚四氟乙烯瓶。

試劑

高錳酸鉀(固體)。

過氧化鈉(固體)。

閃爍液稱取6gPPO(2，5-二苯基唑)和3gPOPOPO［1，4-二(2，5-苯基唑基)苯］，溶解於1000mL甲苯中，加500mL曲通X-100(TritonX-100)，混合均勻，貯存於棕色瓶中。

標准氚水。

分析步驟

1)常壓蒸餾。取水樣於燒杯中，加入高錳酸鉀使呈紫紅色;再加過氧化鈉，使pH≈12，並迅速倒入蒸餾瓶中;將蒸餾瓶置於電爐上，進行常壓蒸餾，棄去開始的幾毫升蒸餾液。檢測電導率應<2.0μS/cm。

2)電解水樣。准確量取150mL蒸餾後的水樣，加入1.2gNa₂O₂，攪勻，移入電解池中，插入電極，蓋緊膠塞，並將電極串聯，接通直流電源。電解開始時電流要小(3～5A)，以防止氣泡逸出時使水蒸汽損失。同時，要將電解水產生的具有爆炸性的氫氧混合物安全地引出室外。當電解液體積減小時，可加大電流至10A左右，隨後又要逐步降低電流，注意適時調節，以避免在電極作用面積小時電流密度過大。當濃縮至10mL時，切斷電源，取出電極，准確量出濃縮液體積(mL)，計算濃縮倍數

3)減壓蒸餾。將電解濃縮液全部移入50mL蒸餾瓶中，用酒精乾冰凍結後抽真空。用調壓器控制低溫蒸餾，蒸出水的pH值介於7～8為合格。

4)樣品配製和乳化。在20mL計數瓶中，准確加入12.0mL閃爍液及5.0mL減壓蒸餾合格的水樣。蓋緊計數瓶蓋，在38～42℃的水中乳化，充分搖勻，冷卻後將瓶口密封。

5)測量。用低本底液體閃爍譜儀，在選定的工作條件下，將避光靜置兩天後的乳化試樣進行測量。

分析結果的計算

按下式計算氚的濃度:

岩石礦物分析第四分冊資源與環境調查分析技術

式中:氚的濃度，TU(氚單位，每10¹⁸個氫原子中的一個);C為樣品總計數;t為樣品總計數時間，min;B為本底計數率，min^-1(cpm);V為計數用試樣量，mL;C_E為儀器計數效率，%， ，dpm為每分鍾里變數;R_t為氚電解回收率， ;α為試樣體積濃縮倍數;e^-λt為氚衰變函數(表83.2氚的衰減系數表)。

表83.2 氚的衰減系數(T_1/2=12.43a)

1dpm/g=139.44TU。

誤差計算

岩石礦物分析第四分冊資源與環境調查分析技術

方法分析誤差，因樣品含氚放射性強度，液體閃爍譜儀特性，測量時間的長短等條件而異。

❼ 氚濃度標准值

1dpm/g=139.44TU
氚是氫的一種放射性同位素。氚的半衰期為12.43 A，地下水中氚含量較低，經電解富集。
首先對水樣進行蒸餾，除去鹽和大部分淬火物質和干擾放射性核素，然後用電解法進行濃縮。濃縮液在真空中蒸餾，樣品用閃爍溶液制備並乳化。乳化樣品計數與低本底液體閃爍計數器的β放射性。如果氚含量高，就不能進行電解濃縮。

儀器和設備

低本底液體閃爍光譜儀。

電導儀。

電解池。

電解池。

電極。

整流設備。

全玻璃磨蒸餾器。

計數瓶20mL石英瓶;100毫升瓶子聚四氟乙烯。

試劑

高錳酸鉀(固體)。

過氧化鈉(固體)。

閃爍體中，將6gPPO(2,5 -diphenylzolium)和3gPOPOPO [1,4 -bis (2,5 -phenylzolium)苯]溶於1000mL甲苯中，加入500mL TritonX-100 (TritonX-100)，混合均勻，保存於棕色瓶中。

氚水標准。

分析步驟

1)常壓蒸餾。在燒杯中取水樣，加入高錳酸鉀使其呈紫紅色;加入過氧化鈉，pH≈12，迅速倒入蒸餾瓶;將蒸餾瓶放在電爐上，在常壓下蒸餾，去掉前幾毫升的蒸餾液。檢測電導率應小於2.0μS/cm。

2)電解水樣。准確取150mL蒸餾水樣品，加入1.2GNa2O2，攪拌均勻，移入電解池，插入電極，關閉橡膠塞，連接電極系列，直流電源。電解應以小電流(3 ~ 5A)開始，防止氣泡逸出時蒸汽損失。同時，應將電解水產生的氫和氧的爆炸性混合物安全引出房間。當電解液產品小時，可將電流增加到10A左右，然後逐漸減小電流，注意及時調整，以免電流密度過大時電極面積過大。當濃度達到10mL時，切斷電源，取出電極，准確測量濃液體積(mL)，計算濃度倍數

3)真空蒸餾。將所有濃縮的電解液轉移至50mL蒸餾瓶中，用酒精乾冰冷凍後抽真空。低溫蒸餾採用調壓器控制，蒸餾水的pH值在7 ~ 8之間。

4)樣品制備與乳化。准確地將12.0ml閃爍液和5.0ml經真空蒸餾合格的水樣加入20mL計數瓶中。合上計數瓶蓋，在38 ~ 42℃的水中乳化，搖勻，冷卻後封好瓶口。

5)測量。在選定的操作條件下，在黑暗中放置兩天，用低本底液體閃爍光譜儀對乳化樣品進行測量。

分析結果計算

氚的濃度計算公式如下:

岩石礦物分析第4卷資源環境調查與分析技術

式中:氚濃度，TU(氚單位，每1018個氫原子中有一個);C為樣本總數;T為總樣本計數時間，min;B為本底計數率，min-1(CPM);V為用於計數的樣本數，mL;CE表示儀器計數效率，%，DPM每分鍾變化;Rt為氚電解回收率，;α為樣品體積的濃度比;E -λt為氚衰變函數(表83.2氚衰變系數表)。

❽ 氕、氘、氚是分別對應Hα、Hβ、Hγ嗎

氫有三種同位素：(氕，符號H)，(氘，符號D)和(氚，符號T)。在它們的核中分別含有0、1和2個中子，它們的質量數分別為1，2，3。自然界中普通氫內H同位素的豐度最大，原子百分比佔99.98%，

D佔0.016%,T的存在量僅為H的10-17。它是在核蛻變過程中產生的，例如：

13H是一種不穩定的放射性同位素，它的半衰期為12.4年。

由於氫的這三種同位素具有相同的電子層結構，核外均有一個電子，所以它們的化學性質基本相同。但由於它們的質量相差較大，導致它們的單質和化合物在物理性質上的差異。

氘的重要性在於它與原子反應堆中的重水D2O有關，並廣泛應用於反應機理的研究和光譜分析。氚的重要性在於於核聚變反應有關，也可作示蹤原子。

氘及氚的化合物是用電解的方法來分離的。對水進行電解，釋放H的速度比釋放D的速度快6倍，因此殘液中D的含量增加了，反復電解可得到富集了D2O的水或純D2O。D2O氧化氘能夠發生普通水的一切反應。由於D2O比普通的H2O重，所以D2O亦稱為重水。

❾ 氚的用途

氚的主要用於熱核武器、科學研究中的標記化合物，製作發光氚管，還可能成為熱核聚變反應的原料。在地球的自然界中，相比一般的氫氣，氚的含量極少。氚的產生是當宇宙射線所帶的高能量中子擊氘核，其氘核與中子結合為氚核。氚與氘一樣，都是製造氫彈的原料。

利用反應堆的中子，採用氟化鋰、碳酸鋰或鋰鎂合金做靶材，能大量生產氚。然後利用熱擴散法，使氚富集至99%以上。氚主要用於熱核武器、科學研究中的標記化合物，製作發光氚管，還可能成為熱核聚變反應的原料。

氚及其標記化合物在軍事、工業、水文、地質，以及各個科學研究領域里均起著重要的作用，在生命科學的許多研究工作中，氚標記化合物則是必不可少的研究工具。例如，酶的作用機理和分析、細胞學、分子生物學、受體結合研究、放射免疫分析、葯物代謝動力學，以及癌症的診斷和治療等，都離不開氚標記化合物。