氚分析方法

❶ 关于压水堆核电站排放的液态流出物中氚是怎么检测的，哪位有关于氚方面的资料

废水取样，取样监测。专门有氚取样器。

一般是取样后要把氚和碳-14用化学方法分开，之后才进α/β计数仪测，是用β通道测的。

可以用能谱仪直接测，通过氚和碳-14发射的β粒子能量不同，卡谱，直接测。但是现在的α、β谱仪做起来很麻烦，而且需要专业的软件进行谱分析。

所以通常核电站环境实验室、放化实验室等都还是用的化学制样进α/β计数仪测量的。你可以查一下MARC7000氚取样器，HAGUE7000是一款碳-14取样器，上海富兰有代理这两款仪器。

❷ 地下水形成过程与机制

一、地下水形成年龄

氚（³H）法和碳-14（¹⁴C）法是确定地下水年龄的两种常用方法，氚方法应用于年轻的地下水，而¹⁴C方法应用于年老的地下水。本次研究进行了黑河流域各个盆地浅层地下水和深层地下水年龄研究，含氚的地下水采用氚测年方法，含氚的地下水采用氚测年方法，不含氚的地下水采用¹⁴C测年方法，结果如下。

（一）氚法测定地下水年龄

1.大气降水氚浓度恢复

氚一般常用于定性区分核试验（1952年）前后补给的地下水，对于核试验前的地下水，通常用¹⁴C方法确定年龄。氚法测定地下水年龄，通常采用年降水加权平均浓度作为地下水系统的输入函数，而我国广大地区缺少1953年以来的系统观测资料。本次研究采用关秉钧（1986）建立的纬度在40°～44°N区间的降水与氚浓度相关方程，获得1954～1982年期间张掖盆地降水氚浓度。1986～1996年期间资料采用国际原子能机构（IAEA，2001）公布的张掖地区监测资料。1983～1985年和1997～2000年期间数据，采用插值法求得。2001～2002年期间为本次研究实测数据。氚恢复曲线，如图4-21所示。

图4-21 黑河流域张掖地区大气降水氚浓度恢复曲线

2.地下水氚年龄确定

本次研究采用FLOWPC3.1程序进行计算。模型参数η采用试算-拟和法确定：将恢复的降水氚浓度作为地下水氚输入浓度，给定一系列η值，计算得到2001年的氚输出浓度与平均驻留时间（τ_m）之间关系，拟核，确定最佳η值，为η=6.7，即活塞流型地下水约占85%。这与稳定同位素结果一致，说明η取6.7值反映了地下水系统实际状况。

根据确定η值，利用计算模型，建立地下水氚浓度与平均滞留时间关系曲线，然后结合地质和水文地质条件配线求得采样点的地下水平均年龄，结果如表

（二）地下水放射性¹⁴C年龄确定

地下水¹⁴C测年一个最重要的步骤是确定初始¹⁴C含量A₀，各种校正模型都能产生一个初始的¹⁴C含量A₀，该值是考虑各种影响后的放射性初始起点。应用校正模型必须了解碳的来源，系统条件和地球化学作用等。选定黑河流域补给源区样品，根据¹³C质量平衡计算输入CO₂的δ¹³C值，为-11‰～-15‰（表4-11），因此，地下水中碳的来源可能是C₄植被类型土壤中CO₂。

1.影响¹⁴C含量的地球化学作用

了解补给后发生在包气带和含水层中的地球化学作用对¹⁴C测年是非常重要的。总溶解无机碳（DIC）和¹³C的演化，提供了研究这种作用的可能。由于地球化学反应导致输入碳源的δ¹³C值发生变化，而且地球化学反应状况取决于系统的开放程度，因此，根据CO₂分压（P_CO）、总溶解无机碳（mDIC）和它的δ¹³C_DIC，可以推求补给条件（Clark2 and Fritz，1997）。

本次研究给定如下参数：碳酸岩的δ¹³C_Carb为1‰，土壤气体的δ¹³C为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龄

表4-11 黑河流域地下水中输入CO₂来源的计算值

计算过程如下：

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

封闭系统：

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

选择南部盆地补给区和下游额济纳荒漠区样品，计算的CO₂分压（P_CO）值，如表2 4-12所示。结果表明，系统的CO₂分压小于大气CO₂分压，一般常是10^-1.8～10^-2.0 atm。因此，方解石溶解发生在封闭系统中，初始输入的土壤CO₂被方解石溶解所消耗，接近饱和。这种条件从δ¹³C_DIC的理论计算值和实测值的对比得到进一步证实。

表4-12 黑河流域地下水¹⁴C输入过程δ¹³C质量平衡计算结果

按照封闭系统碳酸岩的溶解，根据δ¹³C 质量平衡，考虑同位素富集，计算的补给区地下水中溶解无机碳的δ¹³C_DIC与实测值的δ¹³C值接近（表4-12），由此证明实际采集的地下水中δ¹³C演化是封闭系统碳酸岩溶解的结果，进而表明选用Tamers模型和pearson模型对¹⁴C测年校正是合适的。

2.初始¹⁴C输入含量

一般来说，对于地下水¹⁴C测年校正，尽量应用各种校正模型，并进行结果对比。本次研究，先利用氚方法进行校正，然后考虑模型校正方法。氚含量大于5 TU的样品¹⁴C平均含量为73.3 pmc，受核爆影响，¹⁴C输入大致为120 pmc（Clark和Fritz，1997），因此¹⁴C初始输入含量为大约61 pmc。对于模型校正，首先采用简单的化学稀释模型（Tamers），然而进一步考虑同位素混合（Pearson），最后考虑可能的同位素交换（IAEA），计算结果见表4-10。可见，除了IAEA模型（Salem等，1980）校正稍过量外，其余模型得出的结果相接近，说明代表了研究区地下水的年龄范围。但是氚含量大于检测限的地下水，¹⁴C年龄不适用，应为现代水。

3.地下水年龄

从图4-22可看出，根据地下水中³H和¹⁴C含量之间关系，黑河流域地下水的年龄大致分为4组，第一组是³H值大于20 TU，¹⁴C含量大于55 PMC，其年龄小于50年，是近期补给形成的“现代地下水”。第二组是³H值小于10 TU，¹⁴C含量介于55～85 PMC之间，是核爆前补给形成的“年轻地下水”。第三组³H值小于10 TU，¹⁴C含量小于55 PMC，是年龄较老的地下水。第四组10 TU<³H值<40 TU，¹⁴C含量小于55 PMC，是古水与现代水的混合补给形成的地下水，年龄为几十至几千年。

图4-22 黑河流域地下水的³H与¹⁴C含量之间关系

从图4-23和图4-24可见，潜水多为现代水补给，年龄小于50年；承压水年龄大于50年。在南部盆地，年龄较老的地下水主要分布在酒泉盆地与张掖盆地之间的莲花—明海一带的承压含水层中，地下水¹⁴C校正年龄为距今2338～5569年。在张掖盆地碱滩一带，深层地下水氚含量22.3 TU，局部存在现代水混合迹象。在高台地区，深层地下水¹⁴C校正年龄是距今1891年。在北部盆地，年龄较老的地下水主要分布在额济纳北部深层承压含水层中，地下水¹⁴C校正年龄为距今5486～8630年，形成于全新世气候适宜补给期。

图4-23 黑河流域潜水年龄等值线（m）分布图

在“黑河中下游两水转化及水资源综合开发利用”项目中提出核爆前（1952年以前）入渗补给的水仅存在于山前水位埋深大于100m的浅层地下水中，在冲洪积平原和细土平原主要是核爆前期（1954～1961年）和最近（1963年以后）渗入补给的。本次研究结果发现，山前戈壁带的地下水为核爆以来补给的地下水，形成时间是1963年以后，核爆高峰期补给的水仅存在于梨园河附近；在细土平原和马营河与梨园河之间地带，地下水形成于核爆前补给。

图4-24 黑河流域深层承压水年龄分布图

二、水循环与形成过程

（一）山区水循环与子系统之间转化

1.地表水形成

黑河流域山区地表水主要来源于降水、冰雪融水和基岩裂隙水，其水化学和同位素资料表征了它的形成过程、来源和组成状况。

山区的冰雪融水样品（HX54）采自海拔3892 m的甘肃与青海分界处，融水现场测试温度1℃。降水样品（HX55）采自海拔3301 m托来牧场，水温度11.6℃。地下水样品（HX52-2）采自海拔2916 m柳泉沟120 m深的机井，水温度6.9℃。其余样品是山区不同河段、高程不等的河水。

水化学资料表明，山区地表水是不同来源水的混合作用产物，如图4-25所示。无论是6种离子（Ca离子除外）和矿化度特征，还是微量元素Sr资料，都反映出沿河流径流途径不同来源水的混合特征。例如，北大河干流两侧冰雪融水的离子浓度普遍高于干流河水，而且除Ca离子外，由上游至下游河流两侧冰雪融水的离子浓度逐渐降低，干流河水的各离子浓度增高。由于山区蒸发作用微弱，径流速度快，所以蒸发和溶滤作用对河水化学组成影响不会很大，因此，干流河水各离子浓度的增加，表明了沿途与高矿化度冰雪融水的混合作用。又如，黑河干流在山区有东、西两条支流，东支河水采样点靠近融水区，所以离子浓度均高于西支河水，并且沿径流方向，东支河水的各离子浓度逐渐降低，西支河水离子浓度逐渐增高，也反映了冰雪融水与干流河水的混合作用的存在。

同位素资料反映下列两种基本特征，北大河源区地表水以融水和山区地下水补给为主，黑河源区地表水以降水补给为主。

（1）北大河源区地表水（HX51、HX53）的氚含量（43TU、49TU）与冰雪融水的氚含量（45TU）和地下水的氚含量（33TU）接近，表明了河水主要来源于冰雪融水和地下水，其中地表水样品（HX52-1）的氚含量（75TU）比降水、融水和地下水高近一倍，为高含量值的地下水或近期降雪融水的影响。

北大河河水样品的δ¹⁸O和δD值接近于融水，地下水样品和附近河水的δ¹⁸O和δD值相近，表明地下水与河水来源相同。北大河源区取样点的地表气温、水温与高程呈线性关系（图4-26a），二者的梯度分别是0.7℃/100 m和0.4℃/100 m，地表气温梯度与实际观测值相符（0.6℃/100 m）。因此，根据δ¹⁸O与气温的关系分析，如果取样点的地表水来自不同高程的降水，那么应该显示出δ¹⁸O与高程之间线性关系。

图4-26b是北大河源区水样的¹⁸O与高程之间关系，样品HX52-2是地下水，HX55是雨洪水，其余为河水，结果是¹⁸O随高程变化比较稳定，表明北大河流域源区河水补给来源的高程比较稳定，主要来自于高程相近的冰雪融水补给。

（2）黑河源区地表水氚含量比北大河源区高约2倍，比祁连县降水低，比冰川融水的氚含量高。δ¹⁸O值（-7.43‰～-8.29‰）比北大河源区δ¹⁸O值（-8.59‰～-9.21‰）高，降水补给所占份额较大。样品的δ¹⁸O与高程呈负相关（图4-27a），反映了不同高程的补给特征，说明水的来源与北大河不同，反映出不同高程融水、降水和地下水的混合补给。

黑河源区δ¹⁸O与δD的关系也反映了大气降水的补给特征（图4-27b），降水线方程为：Y=7.49X+8.99。样品的δ¹⁸O与高程呈负相关（图4-27a），反映了不同高程的降水补给特征，这与北大河以融水补给为主的特征不同。这种差别与山区降水分布特点相符，丁永建等（1999b）研究指出，在东亚季风影响为主的背景下，99.5°E以西降水表现为受西风环流影响的特点，以东降水显示受东亚季风影响的特征，降水自西向东增加。

黑河源区地表水的氚含量与高程呈负相关（图4-28a），随着高程减小，地表水汇流途径增加，在源头地表水为冰雪融水，其氚含量与融水氚含量相近（40 TU左右），为融水补给，向下游至祁连县出山前，氚含量增加至大于80 TU，表明降水的存在。由于肃南和祁连县降水的氚含量很高（167～125 TU），而这两处地下水的氚含量也较高（41～61 TU），因此，向下游降水和地下水对河水的补给比重增加。

图4-25 黑河流域山区地表水离子浓度在径流方向上的变化

图4-26 黑河流域祁连山区地表水同位素特征

图4-27 黑河干流源区地表水同位素特征

来源于不同途径的地表水，可以通过δ¹⁸O和TDS关系识别出来。在图4-28b中，地表水的样品均落在降水、融水和地下水的混合区，进一步表明地表水是混合补给组成，即黑河源区上游地表水以降水和融水补给为主，向下游地下水补给增加，北大河以融水和山区地下水补给为主。

利用3个端元的数据分析，融水端元的δ¹⁸O值为-8.69‰、TDS值为533.3mg/L，地下水端元的δ¹⁸O值为-9.16‰、TDS值为356.8 mg/L，降水端元的δ¹⁸O值为-6.95‰、TDS值为285.5mg/L。按照三单元混合模式，有：

图4-28 黑河干流源区地表水同位素特征

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

式中：F_m、F_g、F_p分别是融水、地下水和降水在地表水中所占的比例；

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

分别计算出6月上旬黑河、梨园河、北大河出山地表水的组成（表4-13）。从表4-13可见，黑河的出山河水中降水补给所占比重最大，为41%；梨园河中融水补给所占比重最大，为41%；北大河中山区地下水补给所占比重最大，为53%。

表4-13 6月上旬黑河流域山区地表水组成比例（%）

需要指出，融水中包括冰川和当年降雪的融水。根据丁永建等（1999a）研究，黑河流域山区多年平均降水351.1 mm，其中夏季降水平均208.9 mm，占全年的60%。换言之，40%的降水是通过降雪融化进入地表水中的。根据这个关系，可以推算冰川融水的比例（表4-14）。

表4-14 黑河流域山区地表水组成比例/%

2.地下水来源和水流方向

在黑河流域源区取得地下水样品7个，其中泉水样品6个。总体水化学特征分为两类，一类是低矿化的、δ¹⁸O相对较高和氚含量较高的HCO₃-SO₄-Ca-Mg型地下水，另一类是高矿化的、δ¹⁸O相对较低和氚含量较低的Cl-SO₄-Na-Ca型地下水。这两种类型的地下水代表了不同的形成过程和流动特征，分别形成于局部地下水流过程和区域地下水流过程（图4-29），前者多为现代水补给，后者的形成年龄较古老。

图4-29 黑河流域源区地下水流模式图

根据同位素资料研究表明，第一种类型地下水为现代冰雪融水、降水通过裂隙和河床沉积物补给，属于局部地下水流系统；第二种类型为深部区域地下水循环的径流补给，在山前断裂带以泉的形式排泄，其中一个上升泉（大苦水）的¹⁴C含量为43.2 PMC，相应未校正年龄为距今7000年。

（二）出山河水与山区地下水之间关系

在黑河流域，出山河水和山区基岩裂隙水的氚变化特征相同（图4-30a），河水的年均氚含量为37±7TU，地下水年均氚含量为34±8TU。δ¹⁸O值也表现出相似的特征（图4-30b），河水δ¹⁸O的平均值为8.2±0.3，地下水δ¹⁸O的平均值为8.5±0.4，具有季节性变化特点。河水和地下水同位素的相同变化特征，表明二者的来源基本相同（图4-31），水力关系密切。冬季河水的δ¹⁸O变化较小，氚含量较低，基流以排泄地下水为主；夏季河水以降水、融水混合排泄为主。

图4-30 2001～2002年黑河流域梨园河出山河水和地下水同位素变化特征

图4-31 黑河流域肃南县梨园河水与地下水的月际δ¹⁸O-δD关系

从地质条件分析表明，山区与平原之间以大型冲断层接触，山区地下径流受山前逆压断裂阻挡而以泉的形式排泄，汇于沟谷排入河流。这些排泄的泉水大部分是深部第三纪和白垩纪的高矿化度水（参见表4-3）。山区地下径流在出山前，大部分排泄于河流，以地表径流形式出山，地下径流仅在河谷、断裂带以潜流形式出山。

三、平原区水循环与形成过程

（一）降水、地表水和地下水之间转化同位素特征

干旱区降水的稳定同位素一般都经受过强烈蒸发影响，降水线斜率常为5.5～6.5，但是季节性同位素变化产生的斜率在6.5～9.2之间。根据国际原子能机构降水监测数据（IAEA，2001）统计，张掖地区降水的δ¹⁸O和δD的加权平均值分别是-6.4‰和-42‰，降水线为δD=7.48δ¹⁸O+3.53，以此作为黑河流域大气降水线（图4-32a）。

图4-32 黑河流域中、下游水循环系统同位素特征

在年内，黑河流域降水同位素变化较大，夏季（6～9月）降水与冬季降水之间的δ¹⁸O差值约是4‰。正义峡和鼎新水库水δ¹⁸O的年平均值，分别为-6.4‰和-3.6‰，周围地下水δ¹⁸O的平均值是-6.1‰。多数地下水样品落在当地降水线的冬季和夏季之间，说明夏季当地降水对地下水补给所占比重是有限的，而是高山区富含轻稳定同位素的降水补给占主要部分，并与当地降水补给发生局部混合。

在沿黑河径流方向上，δ¹⁸O值的季节性变化特征反映了地下水和河水之间相互作用的密切关系（图4-32b）。夏季数据是2001年6月至2001年9月期间每月采集样品测试数据的平均值，冬季数据是2001年11月至2002年3月每月采集样品测试数据的平均值。一般来说，常年性河水的稳定同位素保持源区特征，蒸发影响相对比较小。从图4-32b中可以看出，张掖盆地上游，冬季和夏季河水的δ¹⁸O差值不大，反映常年性河水自高山区或长距离的补给特征。自张掖以下，夏季河水的δ¹⁸O值比冬季的明显高，富含¹⁸O，尤其是高台至鼎新一带，河水的δ¹⁸O值剧烈变化。这种变化不是简单的河水蒸发效应结果，与临泽灌区、高台灌区和鼎新灌区农业活动有关，经历了灌溉水→地下水→河水的转化过程，与灌溉水经过强烈蒸发影响有关，这种影响在鼎新灌区尤为明显。对比冬、夏两季δ¹⁸O值变化可见，鼎新灌区地下水对河水同位素特征具有明显的影响，这种影响向下游渐弱，在狼心山一带已微弱。

在地下水和地表水氚同位素的月际变化过程中，也具有季节性变化的特点（图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变化，表明地表水与地下水之间存在密切的水力联系。沿流动途径，地下水和地表水的氚含量逐渐降低。对于常年性河流来说，由于径流速度远远高于地下水，放射性衰变影响较小。如果没有其他水的混入，上、下游之间河水的氚含量变化不会很大。若存在地下水对河水补给影响，由于地下水的氚含量总体上小于河水，所以沿径流途径地表水氚含量的降低比较明显。从图4-34可见，在黑河干流沿途，地下水与地表水氚含量的不仅降低，而且变化具有相同规律，这表明存在地下水补给地表水和地表水补给地下水的转化过程，至少存在3次完整的相互转化过程。

图4-33 黑河干流流域平原区不同地点同位素季节性变化

图4-34 黑河干流地下水与河水的氚值变化特征

图4-35黑河流域酒泉东盆地-额济纳地下水同位素剖面

由于地下水的氚含量小于地表水，所以在河水的氚含量低于浅层地下水地段，河水受地下水补排泄影响。在张掖以北至正义峡（高台段），地表水的氚值低于地下水，表明地下水补给河水（图4-34中d区）。正义峡地表水的氚平均值为40 TU，介于张掖盆地潜水和承压水氚含量之间，反映了其来源为二者的混合补给。在正义峡至狼心山一带，地下水的氚含量平均为31.93，河水平均为38.27，是河水补给地下水（图4-34中e区前段）。自狼心山至额济纳盆地，地下水的氚含量29.01 TU，接近并略小于河水的平均值，表明地下水来自河流的补给（图4-34中e区后段）。在额济纳绿洲区，河水的氚值低于地下水，为地下水补给地表水（图4-34中f区）。在东居延海附近存在地下水自流（泉）补给地表水的现象。

黑河干流地下水与河水之间转化大致可归纳为：山区基岩裂隙水补给地表水，山前平原河水补给地下水，在张掖北部地下水补给河水，至正义峡后河水补给地下水，河水成为下游荒漠区地下水的主要补给源，至额济纳盆地东北部（东居延海一带）地下水补给地表水。

沿径流途径的地下水δ¹⁸O和δD值变化特征，支持氚含量反映的地下水和河水的相互作用关系，图4-35b和图4-35c与图4-35a中反映的地下水同位素变化规律基本一致。

（二）山前入渗带河水与地下水之间转化同位素特征

在δ¹⁸O-δD图上，南部盆地溢出带附近及其以上的采样点都落出山河水和当地降水平均值之间，表明了地下水由降水和河水的混合补给（图4-36）。

图4-36 黑河流域南部盆地降水、出山河水和地下水的δ¹⁸O-δD关系

根据两端元混合模型，可以计算出地表水和降水的比例，模型为

西北内陆黑河流域水循环与地下水形成演化模式

式中：f_sw——地下水中包含地表水补给的比例；

Y_gw、Y_pre和Y_sw——地下水、降水和地表水的δ¹⁸O值。

该方法的灵敏度为S=±X/Y，±X是混合水的同位素组分的偏差，Y是地表水和降水的同位素组分差。

根据模型和δ¹⁸O资料，计算结果如表4-15所示，出山河水补给地下水占总补给量的70%～80%，当地降水补给占总补给量的20%～30%。

表4-15 黑河流域张掖盆地浅层地下水混合补给比例估算结果（%）

（三）冲洪积扇前缘地带地表水与地下水之间转化同位素特征

在黑河流域冲积扇前缘地带，由于含水层岩性变化较大，地下水沿着沟壑以泉的形式溢出地表，排泄于地表水中。从图4-37可见，在张掖盆地的溢出带附近，除7～9月份外，河水的氚含量均介于地下水和出山河水之间，反映该地段的河水主要是出山河水和地下水补给。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节性洪流补给。

图4-37 黑河流域张掖盆地溢出带附近不同水体的氚同位素季节性变化

根据δ¹⁸O资料估算，张掖盆地溢出带附近的河水中，不同补给来源组成的季节性变化特征如表4-16所示。在夏季，河水中地下水补给占径流量的20%～30%，出山河水补给占径流量的70%～80%。在冬季，河水中地下水补给占径流量的33%～37%，出山河水补给占径流量的63%～67%。

表4-16 黑河流域张掖盆地溢出带地表水补给组成比例季节变化估算结果

（四）细土平原带河水与地下水之间转化同位素特征

在高台至正义峡一带，各种水体的氚含量具有相近的变化规律，说明这些水体之间存在一定的水力联系（图4-38）。地表河水的氚含量远低于上游张掖附近的河水和高台—正义峡一带的降水，这种特征说明上游河水和降水对该带河水同位素变化影响较小。而这一带的河水氚含量接近潜水，表明河水组成除了上游河水和降水之外，当地地下水补给占主

图4-38 黑河流域高台—正义峡一带不同水体的氚同位素季节性变化

要部分，而且深层承压水补给在河水中占有一定的比例。在冬季，河水与潜水的氚含量在分析误差范围内，基本相同，说明冬季河水的主要来源是潜水补给。

根据同位素监测资料研究，出山河水的δ¹⁸O平均值为-8.6‰，高台—正义峡潜水δ¹⁸O平均值-6.1‰。按二端元混合估算，张掖和高台地表水季节性组成变化状况如表4-16所示。在夏季，张掖地区的地下水补给占20%～30%，出山河水补给占70%～80%；高台地区的地下水占55%～75%，出山河水补给占25%～45%。在冬季，张掖地区的地下水补给占33%～37%，出山河水补给占63%～67%；高台地区的地下水补给占80%～84%，出山河水补给占16%～20%。

（五）黑河下游河水与地下水之间转化同位素特征

鼎新地表水与狼心山地下水的同位素特征具有相似变化规律，如图4-39所示。狼心山地下水的氚含量略低于上游鼎新河水，地下水δ¹⁸O值高于鼎新河水，表明自鼎新至狼心山段，河水补给地下水。但是在狼心山下，河水与地下水的同位素差别相对较大，说明河水补给减弱。

图4-39 黑河流域鼎新—狼心山地下水和地表水同位素变化对比

❸ 放射性氚怎么监测和监测规程下载

-氚是氢的一种同位素，是一种人工合成的物质，其放射性非常弱。在它的放射性衰变过程中，散发一种β微粒，这种微粒的最高的能量为18kev.。氚的半衰期大约为12年，使得它在放射性物质中存在的时间相对较长。

----由于氚的化学特性与氢相当接近，它非常容易被人体吸收，从而对人的健康造成伤害。也正是因为它易被人体吸收的特点，氢（与碳14）作为显迹同位素用于制药工业。

----在高温和高压的情况下，氚与氘（氢2）结合，释放巨大的能量--人们称之为聚变反应。这将是未来人类能量的基本来源，正如当今它是主要的破坏性力量之一。

----在重水发电厂中，人们极力避免氚的出现。氚是D2O自身捕获中子的结果，在运行了几年之后，当DTO的浓度变得十分高时，它就成了非常危险的物质。

----在以下领域都需要使用氚监测器：核聚变实验室、重水核反应堆、自供电的生产设备、放射性制药实验室（与C14和其他放射性同位素相结合）、武器的生产、研究和开发、部署武器的设施中。

氚的监测方法

----氚的数量或活性是通过它放射性衰变时所释放的能量来确定的。在浓度非常高时，可以使用量热的方法，测量其在衰变时所释放的热量。而使用更为普遍的方法包括检测衰变中释放的β粒子。

1．闪烁计数
----如果氚是液体状态，它的活性可以通过闪烁计数的方法方便地检测到。荧光添加剂与定量的液体混合后，当截击到所释放的β微粒时会产生闪烁现象，这种闪烁可以通过光电倍增管来计数。

2．流气式比例计数器
----如果氚是气体状态而非液体状态，则可以使用流气式比例计数器来监测这种独特的放射性衰变现象。

----流气式比例计数器工作原理是利用气体放大的特性来线性放大由核事件产生的电荷。当被用来检测氚时，流气式比例计数器可以通过通常的电子脉冲的方法来增强非常微弱的β微粒的能量，从而进一步进行处理。OVERHOFF的流气式比例计数器通常用于检测低于10-3μCi/m3的氚。

3．线性电离室
----如果一定量的氚被置于电场中，由放射性衰变产生的电荷能够以平均电流的形式予以收集。虽然氚是一种非常弱的放射性同位素（10-7到10-9Ci/m3）,但仍然可以使用电离室的方式进行检测。使用电离室检测达到的灵敏度依赖于电离室的大小、电流放大器的性能等。

4．氚的不同化学形态
----氚以元素的形态存在，例如HT、DT或T2，或以氧化物的形态存在，例如HTO、DTO或T2O。在化学性能上因液态氚与普通的水完全相同，所以极易被人体吸收；而气态氚则可完全通过肺排出体外。因而就生物学上的危害而言，氚的氧化物更具危险性。

----所以说，正确鉴别氧化氚或检测出氧化氚和氚元素的相对质量显得十分重要。

5．鉴别在其他放射性同位素中的氚
----一般的环境监测。我们所居住的地球本身也是放射性的。当检测空气中的氚时，将氚与其他放射性元素，比如天然产生的氡、从地球或宇宙中产生的本底咖玛辐射等区分开来是十分必要的。使用氡阿尔法抑制脉冲和上文提到的双电离室可以完成此种检测。

6．防止电离室污染（淀积）
----标准KANNE设计的内壳层现用一个薄的金属网所替代。这个金属网是用作电离室排斥电极的，有效屏蔽所有可能由电离室组件的内壁所产生的离子和电子。由于金属网实际的表面积非常小，吸收HTO的记忆效应比常规的电离室减少了二到三个量级。

7．极低水平的测量
----大尺寸电离室（40升）用于检测10-8Ci/m3的氚，这些40升的电离室与空气净化系统或渗透管连接。

----不同应用决定不同的氚监测器的构造

----不同的应用对系统构造的要求不同。通常氚的活性水平决定了运用何种结构。

A．工艺管道（高浓度）
----线性、测量的精度和电离室真空度是检测高浓度氚极为重要的要求。电离室设计必须确保没有饱和和没有泄露，同时还要考虑到放射性可能对电离室结构组件的危害。

----高浓度的氧化氚容易产生吸附于电离室内部的半永久性沉淀，这会产生错误的信号。通过使用特别设计的防污染（淀积）电离子室，则可以解决这个问题。

B．环境监测，手套箱，防护罩，烟囱和微尘监测（中等浓度）
----日常处理大量氚的设施须使用氚监测器来控制其对人类的辐射影响，并保证泄露到环境中的氚控制在最小值。此类应用要求监测器能够检测中等浓度（大于等于0.1μCi/m3）的氚。

----监测器必须能够分辨天然本底中存在的氚，包括氡和外部低水平的伽马场。这就需要采用特殊的方法对监测器进行改造使之可以不受氡的影响。铅屏蔽可以用于减少对外部伽马场的响应。双电离室用于克服外部伽马场的影响。

----核能发电厂及核聚变研究机构。核反应堆周围的大气被巨大的核辐射轰击。空气本身会变成具有放射性，"反应堆气体"也会在氚监测器上产生信号。使用电离室（或流气式比例计数器）对氚的独立测量，可以有效的地减少其他放射性气体的对测量的影响。

----便携式监测器。上述内容同样适用于以电池供电的用于保健物理测量的仪表。一般而言，便携式监测器的灵敏度应当小至可以测量工作环境所限制的浓度。

----便携式监测器有时遭受温度变化的影响。必须特殊设计以满足检测的准确性及避免温度变化产生的零漂。

C．低浓度氚监测器
----由于政府规定日趋严格，对监测器灵敏度的设计要求变得更高。现今美国对灵敏度的规定要求最低至10-9Ci/m3。为了测量到这个水平，须使用氚鼓泡器，就是使含氚的空气流过液体收集器，在周期性的间隔里（通常为一周），收集这些"浓缩"的液体，然后进行氚含量的分析。

❹ 水中氚的分析方法

楼主，您好。 1 主题内容与适用范围本标准规定了分析水中氚的方法。本标准适用于测量环境水(江、河、湖水和井水等)中的氚，本方法的探测下限为0.5Bq／L。2 方法提要向含氚水样中依次加高锰酸钾，进行常压蒸馏，碱式电解浓缩，二氧化碳中和，真空冷凝蒸馏。然后将一定量的蒸馏液与一定量的闪烁液混合，用低本底液体闪烁谱仪测量样品的活性。3 试剂除非另有说明，分析时均使用符合国家标准的分析纯试剂。3.1 高锰酸钾，KMnO4。3.2 2,5-二苯基恶唑，OC(C6H5)＝NCH＝CC6H5，简称PPO，闪烁纯。3.3 甲苯，C6H5CH3。3.4 1,4-[双-(5-苯基恶唑-2)]苯，[OC(C6H5)＝CHN＝C]2C6H4，简称POPOP，闪烁纯。3.5 氢氧化钠，NaOH。3.6 TritonX-100(曲吹通X-100)，C8H17(C6H4)(OCH2CH2)10OH。3.7 标准氚水，浓度和待测试样尽量相当，误差±3％。3.8 无氚水，含氚浓度低于0.1Bq／L的水。3.9 二氧化碳。3.10 液氮。4 仪器和设备4.1 低本底液体闪烁谱仪，计数效率大于15％本底小于2cpm。4.2 分析天平，感量0.1mg，量程大于10g。4.3 蒸馏瓶，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 样品瓶，聚乙烯或聚四氟乙烯，或石英瓶，20mL。4.8 电解槽，见附录B(参考件)。4.9 真空冷凝蒸馏收集瓶，见附录B(参考件)。4.10 井形电炉，见附录B(参考件)。4.11 直流电源，电压范围0～90V，连续可调，电流0～60A。4.12 真空泵，10L／min。4.13 湿度控制器，可调范围0～100℃。5 分析步骤5.1 蒸馏5.1.1 取300mL水样，放入蒸馏瓶(4.3)中，然后向蒸馏瓶中加入1g高锰酸钾(3.1)。盖好磨口玻璃塞子，并装好蛇形冷凝管(4.4)，待用。5.1.2 加热蒸馏，将开始蒸出的几毫升蒸馏液弃去，然后将蒸馏液收集于磨口塞玻璃瓶(4.5)中。密封保存。5.2 电解浓缩5.2.1 先要调节阳极位置，使电解后剩下的溶液体积为8mL。5.2.2 将250mL蒸馏液(5.1.2)，放入电解槽(4.8)中，并加入2.5g氢氧化钠(3.5)。5.2.3 将电解槽放入冷却水箱，通自来水冷却。然后连接线路，接通电源，并使起始电解电流为40～50A。进行电解。5.2.4 电解结束后，向电解槽缓慢地通入二氧化碳20min。 5.3 真空冷凝蒸馏5.3.1 把称重过的收集瓶(4.9)，放入液氮中冷却5min后，将其与放在井形电炉(4.10)中的电解槽连接。然后打开收集瓶上的阀门，抽真空，并同时对电解槽加热，温度控制在100℃以内。冷凝蒸馏30min。5.3.2 再次称重收集瓶，确定其蒸馏液净重。5.4 制备试样5.4.1 配制溶剂以1份曲吹通X-100(3.6)与2.5份甲苯(3.3)的比例，配制适量溶剂，摇荡混合均匀后放置待用。5.4.2 配制闪烁液，将6.00gPPO(3.2)和0.30gPOPOP(3.4)，放入1000mL容量瓶(4.6)中，用溶剂(5.4.1)溶解并稀释至刻度。摇荡混合均匀后放入暗箱保存。5.4.3 制备本底试样将无氚水按5.1步骤进行蒸馏，取其蒸馏液6.00mL放入20mL聚乙烯样品瓶中，再加入闪炼液(5.4.2)14.0mL，摇荡混合均匀后密封保存。5.4.4 制备待测试样取6.00mL蒸馏液(5.3.2)和14.0mL闪烁液(5.4.2)，放入20mL聚乙烯样品瓶中，摇荡混合均匀后密封保存。5.4.5 制备标准试样取6.00mL标准氚水(3.7)和14.0mL闪烁液(5.4.2)，放入到20mL聚乙烯样品瓶中，摇荡混合均匀后密封保存。6 测量把制备好的试样[包括本底试样(5.4.3)，待测试样(5.4.4)和标准试样(5.4.5)]，同时放入低本底液体闪烁谱仪的样品室中，避光12h。6.1 仪器准备调试仪器使之达到正常工作状态。6.2 测定本底计数率选定一确定的计数时间间隔进行计数。6.3 测定仪器效率 选用一确定计数时间间隔，对标准试样进行计数，求出标准试样的计数率，然后用下式计算仪器的计数效率：式中：E——仪器的计数效率，仪器的计数效率，(计数／分)／(衰变／分)；仪器的计数效率， Nd——标准试样计数率，计数／分；标准试样计数率，计数／分； Nb——本底试样计数率，计数／分；本底试样计数率，计数／分； D——加入到标准试样中氚的衰变数，衰变／分。6.4 测量样品 选用一确定的计数时间间隔，对待测样品进行计数。7 分析结果的计算 计算水中氚的放射性浓度公式为式中：A——水中氚的放射性浓度，Bq／L；V1——电解浓缩前水样的体积，mL；Vf——电解浓缩后水样的体积，mL；Vm—－测量时所用水样的体积，mL；E——仪器对氚的计数效率，(计数／分)／(衰变／分)；Ng——待测试样的总计数率，计数／分；K——单位换算系数，6.00×10－2(1(1衰变／分)／(BqmL)；(1 Re——电解浓缩回收率；Nb——本底试样的计数率，计数／分。 注：用标准氚水，按电解浓缩步骤进行电解，然后进行制样测量，用Re＝Df／Di算出Re值，式中Df是电解前水样中氚的衰变数；Df是经电解浓缩后水中氚的衰变数。8 精密度 方法的重复性和再现性。水平值(Bq／L)重 复 性再 现 性SRγSrR0.632.845.420.0620.310.330.170.870.930.240.560.700.681.581.97本方法在正常和正确操作情况下，由同一操作人员，在同一实验室内，使用同一仪器，并在短期内，对相同试佯所作两个单次测试，结果之间的差值超过重复性，平均来说20次中不多于1次。 本方法在正常和正确操作情况下，由两名操作人员，在不同实验室内，对相同试样所作两个单次测试，结果之间差值，超过再现性，平均来说20次中不多于1次。 如果两个单次测试结果之间的差值超过了相应的重复性和再现性数值，则认为这两个结果是可疑的。注：本精密度数据是在1987年和1988年由7个实验室对3个水平的试样所作的试验中确定的。9 误差 分析结果的相对标准误差由下式确定：式中：σm——分析方法的相对标准偏差；Na——待测试样的净计数率，计数／分；——待测试样的净计数率，计数／分； Nb——本底试样的计数率，计数／分；——本底试样的计数率，计数／分； ts——待测试样的计数时间，min；——待测试样的计数时间，min； tb——本底试样的计数时间，min；——本底试样的计数时间，min； σRe——电解浓缩回收率的标准偏差；——电解浓缩回收率的标准偏差； σe——仪器对氚的计数效率的标准偏差。——仪器对氚的计数效率的标准偏差。 附录A 正确使用标准的说明。详情请参考国家标准物质网www.rmhot.com(参考件)A1 如果待测试样中氚的浓度较高，或仪器的灵敏度足够高，用仪器直接测量，能得到满意的结果时，可以省去电解浓缩一步，样品经常压蒸馏，制样后，直接用仪器测量即可。A2 电解浓缩时，应首先调节好阳极位置，正确的调节方法是，先在电解槽中，加入8mL含1％(m／V)氢氧化钠溶液，然后将阳极插入电解槽中，边上、下调节阳极位置，边用万用表测量阴阳极间的电阻，当获得一个突然变小或变大的电阻值时，再仔细调节一下，在突然变化的那个位置上，用阳极上的两个螺母，把阳极管固定在法兰盘上，阳极位置便可调节好了。A3 电解浓缩时，如果采用比附录B中的电解槽的阴极面积大或者小的阴极时，则电解的起始电流，可按阴极电流密度控制在0.1－0.2A／cm2范围值，计算出新采用的电解槽的起始电流范围。A4 在操作过程中，例如制备试样、蒸馏等每一可能引起样品间交叉污染的步骤中，要注意避免交叉污染。操作要按先低水平，后高水平顺序进行等。A5 电解浓缩回收率Re与电解槽的电极材料，电解质，冷却水温度，电流密度，体积浓缩倍数以及电解方式等有关。采用减容电解方式(即本标准采用的方式)则Re＝(Vf/V4)1/β，式中的β是氚的电解分离系数。如果上述条件有任何一个发生了改变，则原来的见和β值不能再使用，这时应该用标准氚水，按电解步骤进行电解，重新确定新的参数Re和β值。如果只是冷却水温度发生了变化，可按每升高1℃，β降低1.3％，对β进行修正，再由β算出Re，一般可以不必重作实验。冷却水温度变化多少度，就该修正β和Re值，这要根据测量误差的要求而定。 A6 如果标准氚水比待测试样中的氚放射性浓度高出几个数量级，例如2.21×106dpm／g误差±3％的标准氚水，应将标准氚水进行稀释后，方可使用。稀释方法是用分析天平(4.2)精确地称取一定量标准氚水，一般是0.18左右，加入到一定容积(如1000mL的)容量瓶中，然后再用无氚的蒸馏水稀释至刻度，摇荡混合均匀，按下式算出稀释后标准氚水的比放射性活度：式中：C——比放射性活度，(衰变／分)／mL；DS——加入到容量瓶中的标准氚水绝对活度，衰变／分；VS——容量瓶的容积，mL。

❺ 放射性同位素氚（T）和C在水文地质中的应用

一些元素同位素的原子核可以自发地以一定的速率进行蜕变，放出某种射线后形成新的原子核，这部分同位素称为放射性同位素。放射性蜕变是不稳定同位素原子核的一种特性，是由于原子核中中子过剩（即中子数与质子数之比大于1.5）而引起的，其蜕变还具有一定的规律性。

（一）放射性同位素的衰变（或蜕变）定律

根据卢瑟福和索迪的理论，在任一时刻内不稳定同位素原子核（母核）的衰变速率正比于当时尚未衰变的原子数N，当列入一个比例常数（衰变常数λ）之后，就有下列数学式：

水文地球化学基础

式中：dN/dt——母核原子数的变化速率，此速率随时间而减小，故在其前面加一负号；

λ——衰变常数，它表示天然放射性同位素在单位时间内衰变机率的大小；

N——当时尚未衰变的母核原子数。

将上式整理与积分后为：

水文地球化学基础

得-lnN＝λt+C

式中：lN是以e为底的N的对数；C是积分常数，它可以从初始条件t=0时N=N₀给出，

故有：

C=lnN₀

将其代入上式，则有：-lnN＝λt-lnN₀

整理后，

式中：N₀——初始放射性母核原子数（即t=0时刻的放射性母核原子数）；

N——t时刻剩余的放射性母核原子数；

λ——放射性衰变常数；

t——衰变时间；

e——自然对数的底数（e=2.71828182）。

（5-4）式为放射性同位素衰变定律的一般表达式。它表明原始放射性同位素原子核数（N₀）的减少是按指数规律进行的。

描述放射性核衰变的特征值是半衰期。所谓半衰期是指具有一定数目的放射性原子核衰变到一半时所花费的时间，通常以T表示，当t=T时，

代入上式得：

水文地球化学基础

另一个描述放射性核衰变的特征值是平均寿命。所谓平均寿命是指放射性原子的平均概率寿命，并用τ表示。τ被定义为：

水文地球化学基础

据前式—dN/dt＝λN，代入则有：

水文地球化学基础

又知

，则有：

水文地球化学基础

即τ＝T/0.6931=1.443T

由此可见，平均寿命τ就等于衰变常数的倒数，它是半衰期T的1.443倍，因此放射性衰变即可用半衰期，也可用衰变的平均寿命来描述，但通常多用半衰期来描述。在水文地质研究中常用的氚的半衰期为12.262年，¹⁴C为5568±30年。

在水文地质工作中，可以通过这种衰变作用来计算地下水的年龄。下面仅以在地下水中研究得较好应用得较多的氚（T）和¹⁴C这两种放射性同位素为例加以说明。

（二）放射性同位素氚（T）在水文地质中的应用

氚

是氢的一种宇宙射线成因的放射性同位素，发现于1939年，原子量为3.01605，衰变时发射出β^-射线，生成氦

。

水文地球化学基础

氚的半衰期是12.262年。β-射线的最大能量是0.018MeV（兆电子伏特），最小能量是0.0035MeV。氚在水中以氚水（HTO）形式存在，它是水的组成部分，随水一起运动。在天然水的循环中不会生成易沉淀的化合物，也不易被吸收，是最理想的天然示踪剂。

天然水中的氚是用液体闪烁计数方法测定的，一般用两种单位来度量，即放射性单位和浓度单位。测量放射性的基本单位用贝可（Bq）表示，它的定义为任何放射性核素只要每秒衰变数为1就称为1个贝可（Bq）。氚的浓度单位用氚单位表示，记作TU（Trit-iumunit）。1TU相当于在1×10¹⁸个氢原子中含有一个氚原子，即

水文地球化学基础

天然水中氚的主要补给来源有两个：天然氚和人工氚。

天然氚是在大气层上部由宇宙射线产生的快中子

与稳定的¹⁴N原子反应形成的。当¹⁴N与能量超过400万电子伏特以上的中子作用时，可产生

水文地球化学基础

人工氚主要由空中热核试验产生。据历史资料，1949—1950年大气降水中氚的平均浓度为5—10TU。1952年11月美国在低纬区进行的卡赛尔爆炸（核试验）之后14天，纽约的雨水中氚浓度为1240TU。1953—1963年，由于不断进行核试验，使大量人工氚进入空中，氚的浓度均大大超过天然背景值。1963年北半球大气降水中氚的浓度出现高峰值，可达数千TU。据统计，截止到1968年，由于核试验人们在大气圈内抛下了约220kg人工氚，而天然氚仅5—20kg（据R.Coppen,1969）。

大部分氚在同温层积累，形成氚标记水分子，逐渐扩散到对流层，并以大气降水的方式到达地面。因此，雨水、地表水和浅层的地下水中都含有一定量的氚。

近20年来积累的大量天然水的氚含量分布资料表明，北半球的大气降水中氚含量随纬度增高而增加，而且以每年春末夏初时最高。这是因为在同温层积累的氚，大多在春末夏初由北半球高纬度地区进入对流层，然后被大气降水带至地表的缘故。

河水中氚的含量取决于流域范围内大气降水中氚的含量，以及那里的地质、地理条件。一般说来，河水中的氚含量与当地的大气降水是相当的，但若在河水的补给量中，循环时间较长的地下径流占较大比重时，则每年氚含量高峰值的出现时间会有些滞后。

通过对地下水中氚的研究，可以解决下列水文地质问题：

1.计算地下水的年龄

在空中氚原子生成后，很快就同大气中的氧原子化合生成HTO水分子。然后，HTO与大气水混合并随之一起降落到地表，随普通水分子一起渗入地下，成为地下水的组成部分。由于氚的半衰期为12.262年，其寿命很短，在高空生成到进入地下成为地下水的一部分，在此过程中，氚在不断地进行衰变。也就是说，氚在水中的浓度在不断减低，特别是当氚进入地下以后，其浓度随地下水埋深的增加而减少。这样，根据氚自身的衰变而在地下水中的浓度不断减少的事实，客观上就起到了对地下水的地质计时作用。

用氚法测定地下水年龄称为氚法测龄。氚法测龄是通过测定地下水中氚含量（浓度）来计算地下水的年龄，其计算公式为：

水文地球化学基础

式中：t——地下水的年龄（储留时间）；

A₀——补给区降水输入的氚含量；

A——排泄点地下水输出的氚含量。

但是由于人工核试验破坏了氚的自然平衡，再加上含水层的埋藏条件十分复杂，致使降水输入含水层的氚含量在时间和空间上有很大变化，要想正确地确定原始氚的输入量（A₀）是比较困难的。在我国，缺乏1952年以来降水中氚含量的长期观测记录，更难以得到原始氚输入量的直接数据。此外，含水层中的地下水在径流过程中还可能发生弥散和混合作用，使地下水的氚含量与地下水储留时间之间的关系也发生改变。由此可见，式（5-7）的实际应用范围很小，它仅可以近似地应用于简单水流的年龄计算，否则必须加以修正。修正的方法有P.Huber等提出的数学模拟法和M.Kusakabe提出的衰减比率法等。另外，还可以用经验估算法来大致确定地下水的年龄。据国际原子能委员会（IAEA,1972）同位素水文小组的建议，根据地下水中氚含量的多少，来确定地下水的年龄：

氚含量＜3TU的地下水，从补给区到采样点大约是20年（1952—1972年）；

氚含量为3—20TU的地下水，含有少量热核试验生成的氚，地下水可能是1954—1961年间补给的；

氚含量＞20TU的地下水，是最近形成的。

水中氚含量的多少，与氚的来源有关，也与地区的自然地理及水文地质条件有关。在干旱少雨地区，大气中蓄积了一定数量的氚，导致雨水中氚的富集。蒸发作用强的地区，由于蒸发而引起水中同位素分馏减弱，因此有利于氚在地下水中富集。地层岩性同样也影响着地下水中氚的含量，在黄土状亚粘土和中、细粒砂岩含水层中氚的含量明显减少。

氚（T）法测龄只适用于测定浅部的较年轻的地下水，一般只在50年以内的水，而不适于测定时间较久的深部循环水。

2.确定地下水的流向和渗透速度

根据地下水中氚含量资料可作出氚含量的等值线图（图5-1），从图中确定地下水的流向，分析地下水的径流条件。在某些情况下，若能计算出不同取样点处地下水的年龄，那么还可以计算地下水的渗透速度。

3.确定地下水与地表水之间的水力联系

图5-11975年5月北京市区地下水氚含量等值线图

根据地下水中的氚含量及其动态，与地表水（或大气降水）的资料相对比，可以判断它们相互间补给关系，研究水的来龙去脉。在某些情况下还可以据此进行补给量的计算。

此外，通过测定氚的含量，还可以研究包气带水的运动状况及解决工程地质中的渗漏问题。

（三）放射性同位素¹⁴C在水文地质中的应用

自然界存在着六种碳的同位素（¹⁰C、¹¹C、¹²C、¹³C、¹⁴C、¹⁵C），主要有三种，它们的丰度分别为98.89%（¹²C）;1.108%（¹³C）;1.2×10^-10%（¹⁴C）。¹²C和¹³C是稳定同位素，¹⁴C是碳的一种宇宙射线成因的放射性同位素。自1934年F.N.D.Kurie在耶鲁大学首次提出¹⁴C的存在迹象以后，迄今，人们已¹⁴C有了清楚认识并对其进行了广泛应用。

¹⁴C是由于大气中N、O、C等稳定同位素原子在宇宙射线所产生的慢中子

与稳定的¹⁴N之间核反应产生的。其反应为：

水文地球化学基础

式中：P是由核反应发射出的一个质子。产生的¹⁴C原子将很快地被氧化并生成

，或者通过与CO₂（或CO）分子中的碳稳定同位素发生交换反应而存在于CO₂中。

分子随着气体的流动很快混合在CO₂中，并均匀地分布在整个大气圈。达到固定的稳定态平衡的浓度。这一平衡状态，一方面在大气中不断产生¹⁴C，另一方面又维持着连续的衰变。

¹⁴C在衰变时，放出一个电子（β^-）重新恢复成¹⁴N。其反应为：

水文地球化学基础

式中：β^-是β粒子；ν是反微中子；Q是终点能，等于0.156MeV（百万电子伏特）。

¹⁴CO₂分子通过光合作用和从根部吸收进入植物组织中。活植物中¹⁴C的浓度是通过从大气中的连续吸收和连续衰变来维持平衡的。草食动物食用植物或者动物通过大气圈或水圈吸收含碳离子或分子也获得恒定的¹⁴C，所以，整个生物圈中都含有¹⁴C。由于大部分CO₂溶解在海洋水中，形成含有¹⁴C的碳酸盐和重碳酸盐，一方面溶解，一方面又释放CO₂，二者相互转换。在海洋中部分CO₂被海洋生物吸收，二者之间又发生交换循环。由于上述情况，所以碳在整个大气圈—生物圈—水圈中交换循环。

通过对地下水中¹⁴C的研究，可以解决下列水文地质问题：

1.计算地下水的年龄

自然界中所有参加碳交换循环的物质都含有¹⁴C。但是，如果某一含碳物质一旦停止与外界发生交换，例如生物死亡或水中¹⁴C以碳酸钙形成沉淀，与大气及水中的二氧化碳不再发生交换，那么，有机体和碳酸盐所含¹⁴C将得不到新的补充，其原始的放射性¹⁴C就开始按照衰变定律而减少。根据放射性衰变定律，就可以计算出含碳样品脱离交换系统的时间。

为了研究地下水的年龄，还应当明确两点：

（1）系统应该是封闭的，没有其它放射性碳的补充。

（2）在关闭时刻，系统¹⁴C的放射性比度应该与同期大气圈中¹⁴C的放射性比度相同。

对于植物的遗体来说，关闭系统的概念是很容易理解的，即在它们死亡以后，被埋藏起来，停止了交换，系统也就被关闭起来。对于地下水中的碳酸盐或重碳酸盐来说，只有承压含水层才可能形成关闭系统。因此，计算地下水的年龄，主要是对承压水而言的。当大气降水进入地下，储存在承压含水层中，可以认为它被关闭起来，构成封闭系统，水中的¹⁴C不再得到外界补充。自大气降水进入地下以后，地下水中的¹⁴C就开始衰变。据此，来大致确定地下水的年龄。

具体计算地下水的年龄，可按下式进行：

水文地球化学基础

式中：t——地下水年龄（储留时间）；

T——¹⁴C的衰半期；

——地下水补给区¹⁴C初始放射性比度；]]

——待测地下水样品中¹⁴C的放射性比度。]]

，即地下水补给区¹⁴C的初始放射性比度。一般假定，

是一个常数，而且与大气圈中¹⁴C的放射性比度一致。即用地下水补给区大气降水中¹⁴C的放射性比度，来作为¹⁴C的初始放射性比度。

¹⁴C法测定地下水的年龄，一般可测得距今500—50000年以内的地下水年龄。

2.确定地下水的渗透速度

使用¹⁴C也可以确定地下水的渗透速度。基本方法是沿着地下水的流向选两个点（a、b），分别取水样测定其¹⁴C的含量，代入下式：

水文地球化学基础

式中：t_b——b点水样的年龄；

t_a——a点水样的年龄；

——b点水样中¹⁴C的放射性比度；]]

——a点水样中¹⁴C的放射性比度。]]

❻ 氚的测定

放射化学法

方法提要

氚是氢的一种放射性同位素。氚的半衰期为12.43a，一般地下水中氚含量较低，多采用电解法进行浓缩富集。

水样首先经过蒸馏，除去盐分和大部分猝灭物质及干扰的放射性核素后，进行电解浓缩。浓缩液再进行真空蒸馏，然后，用闪烁溶液配制试样并乳化。乳化好的试样用低本底液体闪烁计数器对β放射性计数。若氚含量较高时，可不进行电解浓缩。

仪器和装置

低本底液体闪烁谱仪。

电导率仪。

电解槽。

电解池。

电极。

整流设备。

全玻璃磨口蒸馏器。

计数瓶20mL石英瓶;100mL聚四氟乙烯瓶。

试剂

高锰酸钾(固体)。

过氧化钠(固体)。

闪烁液称取6gPPO(2，5-二苯基唑)和3gPOPOPO［1，4-二(2，5-苯基唑基)苯］，溶解于1000mL甲苯中，加500mL曲通X-100(TritonX-100)，混合均匀，贮存于棕色瓶中。

标准氚水。

分析步骤

1)常压蒸馏。取水样于烧杯中，加入高锰酸钾使呈紫红色;再加过氧化钠，使pH≈12，并迅速倒入蒸馏瓶中;将蒸馏瓶置于电炉上，进行常压蒸馏，弃去开始的几毫升蒸馏液。检测电导率应<2.0μS/cm。

2)电解水样。准确量取150mL蒸馏后的水样，加入1.2gNa₂O₂，搅匀，移入电解池中，插入电极，盖紧胶塞，并将电极串联，接通直流电源。电解开始时电流要小(3～5A)，以防止气泡逸出时使水蒸汽损失。同时，要将电解水产生的具有爆炸性的氢氧混合物安全地引出室外。当电解液体积减小时，可加大电流至10A左右，随后又要逐步降低电流，注意适时调节，以避免在电极作用面积小时电流密度过大。当浓缩至10mL时，切断电源，取出电极，准确量出浓缩液体积(mL)，计算浓缩倍数

3)减压蒸馏。将电解浓缩液全部移入50mL蒸馏瓶中，用酒精干冰冻结后抽真空。用调压器控制低温蒸馏，蒸出水的pH值介于7～8为合格。

4)样品配制和乳化。在20mL计数瓶中，准确加入12.0mL闪烁液及5.0mL减压蒸馏合格的水样。盖紧计数瓶盖，在38～42℃的水中乳化，充分摇匀，冷却后将瓶口密封。

5)测量。用低本底液体闪烁谱仪，在选定的工作条件下，将避光静置两天后的乳化试样进行测量。

分析结果的计算

按下式计算氚的浓度:

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

式中:氚的浓度，TU(氚单位，每10¹⁸个氢原子中的一个);C为样品总计数;t为样品总计数时间，min;B为本底计数率，min^-1(cpm);V为计数用试样量，mL;C_E为仪器计数效率，%， ，dpm为每分钟里变量;R_t为氚电解回收率， ;α为试样体积浓缩倍数;e^-λt为氚衰变函数(表83.2氚的衰减系数表)。

表83.2 氚的衰减系数(T_1/2=12.43a)

1dpm/g=139.44TU。

误差计算

岩石矿物分析第四分册资源与环境调查分析技术

方法分析误差，因样品含氚放射性强度，液体闪烁谱仪特性，测量时间的长短等条件而异。

❼ 氚浓度标准值

1dpm/g=139.44TU
氚是氢的一种放射性同位素。氚的半衰期为12.43 A，地下水中氚含量较低，经电解富集。
首先对水样进行蒸馏，除去盐和大部分淬火物质和干扰放射性核素，然后用电解法进行浓缩。浓缩液在真空中蒸馏，样品用闪烁溶液制备并乳化。乳化样品计数与低本底液体闪烁计数器的β放射性。如果氚含量高，就不能进行电解浓缩。

仪器和设备

低本底液体闪烁光谱仪。

电导仪。

电解池。

电解池。

电极。

整流设备。

全玻璃磨蒸馏器。

计数瓶20mL石英瓶;100毫升瓶子聚四氟乙烯。

试剂

高锰酸钾(固体)。

过氧化钠(固体)。

闪烁体中，将6gPPO(2,5 -diphenylzolium)和3gPOPOPO [1,4 -bis (2,5 -phenylzolium)苯]溶于1000mL甲苯中，加入500mL TritonX-100 (TritonX-100)，混合均匀，保存于棕色瓶中。

氚水标准。

分析步骤

1)常压蒸馏。在烧杯中取水样，加入高锰酸钾使其呈紫红色;加入过氧化钠，pH≈12，迅速倒入蒸馏瓶;将蒸馏瓶放在电炉上，在常压下蒸馏，去掉前几毫升的蒸馏液。检测电导率应小于2.0μS/cm。

2)电解水样。准确取150mL蒸馏水样品，加入1.2GNa2O2，搅拌均匀，移入电解池，插入电极，关闭橡胶塞，连接电极系列，直流电源。电解应以小电流(3 ~ 5A)开始，防止气泡逸出时蒸汽损失。同时，应将电解水产生的氢和氧的爆炸性混合物安全引出房间。当电解液产品小时，可将电流增加到10A左右，然后逐渐减小电流，注意及时调整，以免电流密度过大时电极面积过大。当浓度达到10mL时，切断电源，取出电极，准确测量浓液体积(mL)，计算浓度倍数

3)真空蒸馏。将所有浓缩的电解液转移至50mL蒸馏瓶中，用酒精干冰冷冻后抽真空。低温蒸馏采用调压器控制，蒸馏水的pH值在7 ~ 8之间。

4)样品制备与乳化。准确地将12.0ml闪烁液和5.0ml经真空蒸馏合格的水样加入20mL计数瓶中。合上计数瓶盖，在38 ~ 42℃的水中乳化，摇匀，冷却后封好瓶口。

5)测量。在选定的操作条件下，在黑暗中放置两天，用低本底液体闪烁光谱仪对乳化样品进行测量。

分析结果计算

氚的浓度计算公式如下:

岩石矿物分析第4卷资源环境调查与分析技术

式中:氚浓度，TU(氚单位，每1018个氢原子中有一个);C为样本总数;T为总样本计数时间，min;B为本底计数率，min-1(CPM);V为用于计数的样本数，mL;CE表示仪器计数效率，%，DPM每分钟变化;Rt为氚电解回收率，;α为样品体积的浓度比;E -λt为氚衰变函数(表83.2氚衰变系数表)。

❽ 氕、氘、氚是分别对应Hα、Hβ、Hγ吗

氢有三种同位素：(氕，符号H)，(氘，符号D)和(氚，符号T)。在它们的核中分别含有0、1和2个中子，它们的质量数分别为1，2，3。自然界中普通氢内H同位素的丰度最大，原子百分比占99.98%，

D占0.016%,T的存在量仅为H的10-17。它是在核蜕变过程中产生的，例如：

13H是一种不稳定的放射性同位素，它的半衰期为12.4年。

由于氢的这三种同位素具有相同的电子层结构，核外均有一个电子，所以它们的化学性质基本相同。但由于它们的质量相差较大，导致它们的单质和化合物在物理性质上的差异。

氘的重要性在于它与原子反应堆中的重水D2O有关，并广泛应用于反应机理的研究和光谱分析。氚的重要性在于于核聚变反应有关，也可作示踪原子。

氘及氚的化合物是用电解的方法来分离的。对水进行电解，释放H的速度比释放D的速度快6倍，因此残液中D的含量增加了，反复电解可得到富集了D2O的水或纯D2O。D2O氧化氘能够发生普通水的一切反应。由于D2O比普通的H2O重，所以D2O亦称为重水。

❾ 氚的用途

氚的主要用于热核武器、科学研究中的标记化合物，制作发光氚管，还可能成为热核聚变反应的原料。在地球的自然界中，相比一般的氢气，氚的含量极少。氚的产生是当宇宙射线所带的高能量中子击氘核，其氘核与中子结合为氚核。氚与氘一样，都是制造氢弹的原料。

利用反应堆的中子，采用氟化锂、碳酸锂或锂镁合金做靶材，能大量生产氚。然后利用热扩散法，使氚富集至99%以上。氚主要用于热核武器、科学研究中的标记化合物，制作发光氚管，还可能成为热核聚变反应的原料。

氚及其标记化合物在军事、工业、水文、地质，以及各个科学研究领域里均起着重要的作用，在生命科学的许多研究工作中，氚标记化合物则是必不可少的研究工具。例如，酶的作用机理和分析、细胞学、分子生物学、受体结合研究、放射免疫分析、药物代谢动力学，以及癌症的诊断和治疗等，都离不开氚标记化合物。