Thủy văn đồng vị - Đặng Văn Nhận

Đ ỊA CHẤT THUỶ VĂN 473 Q = f(Hx,y,t) - Khi vận động không ổn định. Q = f(Hx,y) - Khi vận động ổn định Một ví dụ vể điểu kiện biên loại III được thê hiện trên hình 6 [H.6]: Hình 5. Mặt thẻ hiện ranh giới tiếp xúc của tầng chứa nước với các thề địa chất khác là điều kiện biên loại II a) Điều kiện biên loại II với Q=f(t) b) Điều kiện biên loại II với Q=0. © © ê c — —m—*—*"■— "■— ...................... - - - - - - - - - - - - - - - - ........- ........... y /M m /m m m m . o o o o • o ■ o . H 2o ’ . o o ° o ' o . , o • 0 . 0 * 0 . 0 . 0 . o ;iMí / ĩ ì ) / /7 / / / / / / ì T f ỉ / ĩ ì ì / ì ì r n TI Ị k o Hình 6. Mặt cắt thể hiện mối quan hệ giữa 2 tầng chứa nước tồn tại điều kiện biên loại III. Tại m ái của tầng chứa nước nghiên cứu (tầng 2) xảy ra quá trình thâm xuyên qua lớp thâm nước yếu. Tại đ ó tổn tại đ iểu kiện biên loại III. K.0 m o (40) Trong đó: q - Lun lượng thấm xuyên qua lớp thấm nước yếu với bề dày mo và hệ số thấm Ko. Tài liệu tham khảo Bouwer/ H., 1978. Groundvvater Hydrology. McGrau?-Hilỉ Ko- gakusha, Ltd., 480 pgs., ISBN: 0-07-006715-5. Fetter, c .w . , 2000. Applied Hydrogeology, 4^ Edition. Prentice Haỉỉ, 598 pgs. ISBN: 0130882399. Fitts, C.R. (2002). Groundvvater Science. Elsevier Science Ltd., 450 pgs., ISBN: 0-12-257855-4. Freeze/ R.A. and Cherry, J.A. (1979). Groundwater. Prentice-Hall, Inc, 604 pgs., Englevvood Cliffs, Nevv Jersey, ISBN: 0-13-365312-9 Kruseman, G.p. and de Ridđer, N.A. (1994). Analysis and Evaluation of Pumping Test Data, Publication 47. Interna­ tional Institu te for Land Reclamatiotĩ and ỉmprovement, 373 pgs., W ageningen/ The Netherlands, ISBN: 90-70754-207. Schwartz, F.w. and Zliang, H., 2003. Fundamentals of Groundwa- ter. John Wiley & Sons, Inc., 592 pgs.,ISBN: 0^71-13785-5 Todd, D.K. and Mays, L.WV 2005. Groundwater Hydrology, 3rd Edition, Ịohn W ileỵ & Sons. 535 pgs. Nevv York, ISBN: 0-471- 05937-4 (cloth) Thủy văn đồng vị Đặng Đức Nhận. Viện Khoa học và Kỹ thuật hạt nhân. (Viện Năng lượng nguyên từ Việt Nam). Giới thiệu Thủy văn đổng vị (tiếng Anh: Isotope Hydrology; tiếng Nga: I/l30T0nHaH ĨM4 poyiorMíỉ) là lĩnh vực khoa học thủy văn sử dụng đổng vị của các nguyên tố trong phân tử nước và trong m ột số khoáng chất tan trong nước đ ể ước tính thời gian lưu trung bình (thòi gian vận động) của tầng chứa nước cũng như đ ể nghiên cứu bản chât của nước dưới đất và sự vận động của nước trong chu trình thủy văn. Kỹ thuật đổng vị trong thủy văn được áp dụng có hiệu quả phục vụ chiến lược sử dụng hợp lý nguồn tài nguyên nước, lập bản đổ các tầng chứa nước dưới đất, bảo tổn nguồn cấp nước và kiếm soát ô nhiễm. Kỹ thuật thủy văn đồng vị thay th ế một phẩn hoặc bổ sung thêm cho các kỹ thuật truyền thống trong các nghiên cứu địa chất thủy văn, trong đó cẩn có số liệu v ể lượng mưa, ch ế độ thủy văn của sông, hổ hoặc các nguồn chứa nước khác nhưng phải đo quan trắc trong khoảng thời gian dài. Khái niệm về đồng vị, các đại lượng và đơn vị đo Đ ổn g vị là các hạt nhân khác nhau của cùng một n guyên tố hóa học, tức là cùng đứng chung m ột ô trong bảng Hệ thống tuần hoàn các nguyên tố của M endeleev nhưng khác nhau v ể s ố khối. Theo mẫu m ô hình giọt của N iels Bohr thì s ố khối A của hạt nhân m ột n guyên tố là tống số proton và neutron. Số proton là s ố thứ tự của nguyên tố trong Bảng hệ thống tuần hoàn, số neutron là hiệu số của số khối và SỐ proton. N hư vậy, đổng vị là hạt nhân của cùng m ột n gu yên tố nhưng có số neutron khác nhau. Ví dụ, n gu yên tố hydro trong ô thứ nhất của bảng Hệ 474 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHAT thống tuân hoàn Mendeleev, tức là số proton trong hạt nhân hydro: p=l, có ba loại hạt nhân gọi là ba đổng vị là Proti, Deuteri và Tri ti có số khối tương ứng là 1, 2 và 3 và được ký hiệu là Ị H, "ịH và 1 H. Đ ể đơn giản, trong các ký hiệu đổng vị thường không thể hiện SỐ proton phía dưới mà chỉ giữ số khôi ở trên và như vậy, đổng vị Proti, Deutri và Triti được viết gọn là 1H/ 2H và 3H, hoặc H -l, H-2 và H-3. Các đổng vị của hydro chỉ khác nhau v ể số neutron trong hạt nhân. Proti không có neutron trong hạt nhân, trong khi đó hạt nhân của Deuteri và Triti, tương ứng, có 1 và 2 neutron. Vì các đổng vị chi khác nhau v ề s ố neutron nên các tính chất hóa học của các đổng vị của một nguyên tố là hoàn toàn giống nhau. Sự khác biệt rõ rệt nhât giữa các đồng vị là tính chất hạt nhân và ở mức độ thâp hơn là tính chât vật lý và hỏa lý như nhiệt độ sôi, nhiệt độ nóng chảy, áp suâ't hơi bão hòa, v.v... Sự khác biệt v ề tính chất vật lý, hóa lý và hạt nhân nhưng không khác v ề tính chất hóa học làm cho đổng vị trở thành chỉ thị như "dâu vân tay" trong các nghiên cứu liên quan đến quá trình vận động của vật chât trong tự nhiên. N ước có hai nhóm "dâu vân tay", đó là nhóm các đổng vị của hydro và oxy trong phân tử nước và nhóm các đổng vị của các nguyên tố trong một s ố khoáng chất tan trong nước. Oxy có ba đổng vị là 160 , 170 và lsO. H ydro cũng có ba đổng vị là Pro- ti, Deuteri và Triti như đã trình bày ở trên. Trong số 6 đ ồng vị của phân tử nước chi có 5 đ ổng v ị được sử d ụng rộng rãi cho các nghiên cứu Thủy văn đ ổng vị, đó là 1H / 2H, 3H, 160 và lsO. Đ ổng vị 170 rất ít sử dụng. Trong s ố 5 đổng vị được quan tâm của phân tử nước chỉ có 3H là đ ổng vị phóng xạ, bốn đổng v ị còn lại là đổng vị bển. Đ ổng v ị bển là loại đổng vị mà hạt nhân của chúng không bị phân rã, tức là không bị mất đi theo thời gian. N gược lại, đổng vị phóng xạ bị mâ't đi theo thời gian, chính xác hơn là hạt nhân của đổng vị này sẽ chuyên sang hạt nhân của đổng vị khác kèm theo bức xạ có năng lượng nhâ't định. Ví dụ, đổng vị 3H phân rã beta trừ ((3 ), đó là chùm điện tử đ ể chuyển sang đổng vị H eli-3 (3He). Đ iện tử từ phân rã P‘ của 3H có năng lượng cực đại là 18,6keV (kilo-electron Volt = 18,6.103 eV; leV = l,6 .10’19 Joule). Phân rã hạt nhân của đổng vị 3H được m ô tả như sau: 3H —> 3H e + (3 (1) Tôc độ phân rà hạt nhân của m ột đổng vị phóng xạ được định nghĩa là: - = -Ả .N = A (2) dị Trong đó dN_ là tổc độ phân rã cùa đổng vị dt phóng xạ có tống số hạt nhân là N với hằng số phân rã Ằ,, trong Hệ đơn vị đo lường quốc tế (SI) có đơn vị là "giây*1". Tốc độ phân rã còn được gọi là hoạt độ phóng xạ A, có đơn vị là Becquerel, ký hiệu là Bq trong hệ đon vị đo lường SI. IBq = 01 (một) phân rã trong một giây (g iâ y 1) Trong hệ đo lường ngoài SI, hoạt độ phóng xạ A có đơn vị là Curie, ký hiệu là Ci. lC i = 3,7.10ĩ0 Bq, tương đương với hoạt độ phóng xạ của 1 gram Radi-226 p R a ) . Hoạt độ của Tri ti trong nước được tính bằng đơn vị Triti (Tritium Ưnit, TU). 1TƯ = 01 hạt nhân 3H trong 1018 hạt nhân H ydro = 0,118 Bq/ L. Giải phương trình vi phân (2) theo thời gian, ta có số hạt nhân hoặc hoạt độ của đổng vị phóng xạ tại thời điểm đo t bất kỳ, "Nt" và "At": N , = N íne-Ả' (3) và A, = A lne - X' (4) Trong đó: Nin và Ain, tương ứng, là s ố hạt nhân và hoạt độ phóng xạ tại thời đ iếm bắt đẩu chi có phân rã, tức là tại thời đ iểm t = 0. Ví dụ , tại thời điếm cây chết không còn khả năng quang hợp, tức là đồng vị 14C trong gỗ không còn trao đối với 14C của CƠ2 không khí và 14c trong gỗ chi có con đường duy nhât là phân rã. Một ví dụ khác là nước mặt tại thời đ iếm xâm nhập vào tầng nước dưới đât, 14c trong bicarbonat tan trong nước mặt sẽ không còn cơ hội trao đổi đ ồng vị với 14c trong CO 2 khí quyển lấp trong các lỗ trống của hạt đâ't và 14c chi còn con đường duy nhất là phân rã. Phương trình (3) và (4) có lòi giải theo thời gian t, tức là khoảng thời gian từ khi không còn nguổn bô sung đổng vị phóng xạ đến thời điểm lây mâu nghiên cứu và được định nghĩa là tuổi cùa mẫu vật như sau. / = /U n ^ = - ^ - l n ^ = - ^ - l n ^ - (5) N, 0,693 N , 0,693 Aấ Trong đó T1/2 là chu kỳ bán hủy của đổng vị phóng xạ. Chu kỳ bản hủy là khoảng thời gian đ ể s ố hạt nhân hay hoạt độ phóng xạ chỉ còn lại một nửa so với số hạt nhân hoặc hoạt độ phóng xạ ban đẩu. Biểu thức (5) là nguyên lý của phương pháp định tuổi phóng xạ theo quy ước (conventional radiometric dating) được áp dụng trong nhiều nghiên cứu, trong đó có thủy văn. Tù biếu thức (5) nhận thây, đê có kết quà chính xác về tuổi của mâu vật cẩn phải đảm bảo độ chính xác cao các sô' liệu thực nghiệm ỉà chu kỳ bán hủy (T1/2), hoạt độ phóng xạ tại thời điểm t=0 (Ao) và tại thời điếm đo (y4f). Thực tế cho thây khó có thê đạt độ chính xác cần thiết, thòa mãn yêu cẩu của các nghiên cứu ứng dụng nếu đo trực tiếp hoạt độ, vì hoạt độ ĐỊA CHẤT THUỶ VĂN 475 của các đổng vị phóng xạ trong tự nhiên thường là rất thâp. Ví dụ, hoạt độ của 14c , trong CƠ 2 tan trong nước mặt, tức là bicarbonat không lớn hơn 0,25 Bq/g Carbon, hoặc của 3H tự nhiên trong nước không lớn hơn 0,6 Bq/L. Với mức hoạt độ tuyệt đối trong mâu thâp như vậy, hiệu suâ't đếm phóng xạ của các phương pháp đo hoạt độ hiện hành như nhâp nháy lòng hoặc khối phô gia tốc (Colon p. A. et a i, 1999) vẫn là một đại lượng khó xác định chính xác ở nhiều phòng thí nghiệm và như vậy, sai số trong định lượng hoạt độ tuyệt đối sè rất lớn. Đê giảm sai số của phương pháp định tuổi truyền thống; phương pháp đo so sánh được sử dụng. Trong phương pháp đo so sánh, thay vì đo hoạt độ tuyệt đối, đo tỷ số hoạt độ được sử dụng, tức là so sánh hoạt độ của mâu với hoạt độ của mẫu chuẩn, trong cùng một điểu kiện. Mẩu chuấn là mẫu mà hoạt độ của đổng vị quan tâm đã biết chính xác và do một cơ quan quốc tế có uy túi chuấn bị. Như vậy, hiệu suât ghi đo phóng xạ không cần quan tâm vì nó như nhau đối với cả hai loại mâu. Tỷ sô'hoạt độ được định nghĩa là: sample sample re f E.Á sample E.A re / c . 6) re / Trong đó £ là hiệu suất đếm phóng xạ, đó là tỷ số giữa tốc độ đếm (C) mà thiết bị ghi nhận được so với hoạt độ phóng xạ thực ( A ) của mẫu, A r e f là hoạt độ của mẫu chuẵn. Với cách đo so sánh, biếu thức (5) được viết lại n h ư sau: t = - ln — 0,693 a (7 ) Trong đó ao và at, theo định nghĩa (biểu thức 6), là các tý SỐ hoạt độ của đổng vị quan tâm tại hai thời điểm t = 0 và thời điểm đo: re/ . C ọ . c. (8) a,=A. = ± L . (9 ) 4* C re, Định tuổi nước dưới đất bằng phương pháp 14C hoặc 3H còn có nhừng yếu tố bất định đặc thù làm tăng sai số của phép phân tích. Trong quá trình xâm nhập vào tầng nước dưới đất, nước mặt cũng như bicarbonat tan trong nước sẽ tham gia vào hai quá trình là: 2) hòa tan khoáng chất, ví dụ calcit do có CO2 trong đới thoáng khí và 2) trao đổi đồng vị với các hợp châ't hữu cơ đất. Cả hai quá trình hòa tan và trao đối đổng vị đểu làm cho hoạt độ của 14C và 3H trong nước trước khi vào tẩng nước ngẩm, tức là làm cho Ao (biếu thức 5) bị thay đổi. Mức độ thay đổi giá trị Ao của 14c và 3H tùy thuộc vào nhiều yếu tố, trong đó có kiến tạo địa tầng và điểu kiện khí hậu nhưng không có quy luậ t . Đ ộ bất định rộng của giá trị Ao dẫn tới sai số lớn về "tuổi" tính theo phương pháp re/ c „ quy ước (biểu thức 5). Một số phương pháp hiệu chính giá trị Ao cẩn phải được áp dụng đê giảm sai số "tuồi" nước dưới đất sẽ được trình bày trong phẩn hiệu chinh hoạt độ phóng xạ trong nước. Đối với đồng vị bền, đại lượng hàm lượng được sừ dụng đê biếu diễn mức ít hay nhiều của một đổng vị trong hỗn hợp các đồng vị của một nguyên tố. Có ba cách thể hiện hàm lượng các đổng vị. Cách thứ nhât là mức phô biến tự nhiên (natural abundance). Đây là phẩn hàm lượng của đổng vị quan tâm so với tống SỐ hạt nhân của một nguyên tố trong điều kiện tự nhiên. Ví dụ, mức phô biến của Deuteri (2H) và Proti (1H) trong khí hydro tự nhiên, tương ứng, là 0,00015 và 0,99985; Mức phố biến của 160 , 170 và lsO trong khí oxy tự nhiên, tương ứng, là 0,9976, 0,00038 và 0,00205; Mức phô biến của 12c và 13c trong carbon tự nhiên, tương ứng, là 0,989 và 0,011. Có nghĩa là: [2/ / ] a = - = 0,000115 và '//] a = ]H]+[2H] [>8Ơ] = 0,99985 và và [16Ỡ H I7Ỡ M I8Ỡ] [I6Ơ] = 0,00205 a = o ] + [ 17ỡ ] + [ ,8ỡ ] [,3C] = 0,9976 [l2C ]+[l2C] [12C] = 0,011 a = - [ ,2C ]+[,3C] = 0,989 ( 1 0 ) (11) (1 2 ) Các ký hiệu a là chỉ mức phô biến (abundance), các chữ số bên trên phía tay trái ký hiệu a chỉ số khối của đổng vị tương ứng và dâu ngoặc vuông trong các biểu thức (10) đến (12) chi hàm lượng tuyệt đối của các đổng vị tương ứng tính bằng đơn vị mol. Đơn vị của đại lượng m ức phô biến tự nhiên là phẩn trăm m ole. Ví dụ: 2a = 0,00015 hay 2a = 0,015 % mol, v .v ... Cách thế hiện thứ hai là tỳ sô' đổng vị, đó là tý số giữa hàm lượng đổng vị nặng hơn so với đổng vị nhẹ hơn và ký hiệu là R, không có đơn vị. Ví dụ, trong Thủy văn đổng vị 2R, 13R và 18R là các ký hiệu biểu thị tỷ SỐ giửa hàm lượng đổng vị nặng là Deuteri, Carbon-13 và Oxy-18 so với hàm lượng các đổng vị nhẹ tương ứng là Proti, Carbon 12 và Oxy 16. Tức là: = 1 ^ 1 = ^ ^ 0 , 0 0 0 1 5 ['//] 0,99985 , 3 * ^ 0 ^ 1 1 = 0,0111 [ ,2C] 0,989 = ® = ^ = 0,002055 [16ỡ ] 0,9976 (13) (14) (15) Mức phô biến a củng như tỳ số R của các đổng vị nặng đểu rất nhó (có nhiều số 0 sau dấu phây) nên phép phân tích định lượng tuyệt đối hàm lượng đổng 476 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT vị nặng thường có sai số lớn và không phải phòng thí nghiệm nào cũng có khả năng phân tích. Đê đảm bảo độ chính xác chấp nhận được cho các nghiên cứu ứng dụng cũng như các kết quả phân tích giừa các phòng thí nghiệm có thê so sánh được với nhau, tương tự như trong phân tích hoạt độ phóng xạ, phương pháp đo so sánh với m âu chuẩn trong củng điều kiện thí nghiệm được sử dụng. Trong trường hợp này, các sai số phân tích sẽ được loại bỏ vì chúng như nhau đôi với cả hai loại m âu. Trong kỹ thuật đo so sánh, tỷ số đổng vị được thê hiện bằng ký hiệu delta (ô). Đây là cách thứ ba thể hiện hàm lượng đồng vị và được gọi là thành phần đổng vị. Ký hiệu delta đối với đổng vị 2H, lsO và 13C được định nghĩa là: ổ2H-. ổ'*o = £ ' t = f 2 R 2 /? sample n re / ( 2 n sample { R " f { 1 « n __»8 D \ sample re / f 18 n sample 18 r> K e / J 18 M R ref ,3/? _ 13r ^ sample re / ( 13 n sample 'X / J 13 RK K ref -1 1 0 0 0 ( % o ) 1 0 0 0 ( % o ) 1000(%0 (16) (17) (18) Trong đó 2R sample, 18Rsample, 13Rsample là tỷ s ố đ ổn g vị deuteri, oxy 18 và carbon 13 trong mẫu phân tích; 2Rref, 18Rrcf, u Rref là tý số đổng vị của các đổng v ị tương ứng, trong mẫu chuẩn. Giá trị £của mẫu trong các biểu thức (16), (17), (18) có thê là dương và có thê là âm. Khi s> 0: m âu có thành phẩn đồng vị nặng giàu hơn so vớ i m ẫu chuấn, ngược lại khi ổ< 0: thành phẩn đồng vị nặng trong mẫu nghèo hơn so với trong mẫu chuấn. Lưu ý. Vì các giá trị tuyệt đối của s là nhỏ (có nhiều số 0 sau dâu phẩy) nên ổ được nhân với 1000 và ký hiệu là %0 , chứ không không phải đơn v ị của £là phần nghìn. Các mẫu chuẩn sử dụng trong Thủy văn đồng vị Mầu chuấn đầu tiên sử dụng đ ế đo so sánh hoạt độ 14c do Cục các chât chuẩn quốc gia của M ỹ (National Bureau of Standards, NBS) nay là V iện Các chất chuẩn và Công nghệ quốc gia (National Insti- tute of Standards and Technologies, NIST) chuẩn bị. Đ ó là acid oxalic mẻ đầu tiên (ox-1). Hoạt đ ộ chuẩn sử dụng trong các phép xác định hoạt độ tuyệt đối của mẫu được định nghĩa là có hoạt độ 14C bằng 95% hoạt độ I4C trong mẫu chuẩn ox-1, điểu ch ế từ đư ờng mía trổng chính xác vào năm 1950. Hoạt đ ộ 14c chuẩn có giá trị là ì4A?e/ = (0 ,226± 0 ,001) Bq/g c . Hiện nay, do mẫu ox-1 đã hết nên NIST đã chuẩn bị mẫu chuẩn mẻ 2, ox-2, có hoạt độ: o x -2 : (1 ,2736 ± 0 ,0 0 0 4 ) . /C , (19) Cả hai m ẫu chuẩn acid oxalic đểu có hoạt độ 14C của năm 1950, tức là thời điếm chưa có nguồn 14C nhân sinh và được gọ i là hoạt độ Carbon cận đại (M odern Carbon: MC). Hoạt độ 14c trong các mẫu nghiên cứu được đo so sánh với hoạt độ Carbon cận đại và được thê hiện bằng phẩn trăm Carbon cận đại (pM C : percent of M od em Carbon). Trên cơ sở các đ ịnh nghĩa nêu trên, hoạt đ ộ tuyệt đôi của 14C trong m ẫu chuẩn tính theo ox-2 sẽ là: (20) 'aA° , = 0 ,7 4 5 9 hA°ox 2 = 0 ,2 1 4 7 Bq/gC e' 1,2736 Mẩu chuấn ox-2 có giá trị â 3C= -25%0 Mau chuẩn trong phân tích 3H cũng do NIST cung cấp, đó là m ẫu NBS-SRM 4361 có hoạt độ 3H là 11.100 TƯ tại thòi đ iếm ngày 3 tháng 9 năm 1978 và mẫu NBS-SRM 4926E có hoạt độ 5.1ữ3 Bq/g nước, hay 42.373 TU tại thời đ iểm ngày 3 tháng 9 năm 1998. Chất chuẩn trong phân tích tỷ số đổng vị bền 13C, 2H và lsO, tương ứ n g là loại calcit vỏ sò đã hóa thạch ở hệ tầng P eedee tuổi Creta ở bang Bắc Carolina (Mỹ) và m ẫu nước đại dưưng trung bình do Phòng thí nghiệm Thủy văn đ ổng vị, Cơ quan N ăng lượng nguyên tử quốc tế ở Vierina, Á o chuấn bị và cung cấp. Các m ẫu chuẩn này được viết tắt, tương ứng là VPDB và VSMOYV. Theo định nghĩa thì thành phần đổng vị 13c , tức là giá trị £ 13c trong VPDB, Ổ2H và £ lsO trong VSMOVV đều bằng 0. Điểu đó có nghĩa là giá trị ổ cùa tâ't cả các mẫu phân tích carbon 13 trong bicarbonat hay bâ't kỳ khoáng vật nào chứa carbon và giá trị £ củ a deuteri và oxy 18 trong các m ẫu nước đều phải được chuẩn hóa so với VPDB và VSMOVV. Trong các thông báo kết quả thành phần đổng vị cẩn phải viết giá trị ố củ a mẫu so với VPDB, cụ thế là £ 13c (so với VPDB) và Ô2H (so với VSMOYV) và ô180 (so vơi VSMOVV). Bảng 1 tóm lược danh m ục các chất chuấn sử dụng trong phân tích thành phần đổng vị bển ứng dụng trong các n ghiên cứu Địa chât thủy văn. Chu trình tuần hoàn nước tự nhiên và đường nước khí tượng toàn cầu (đường Craig) Đ ộ ấm trong k h ôn g khí trên Trái Đất gồm hai thành phẩn, đ ó là từ quá trình bốc hơi mặt thoáng và quá trình thoát h a i nước qua lá gọi chung là quá trình bốc thoát hơi nước (ET). Tuy nhiên, cả hai loại ấm trong k h ôn g khí đều có nguồn gốc từ nước biển. H ình 1 [H .l] trình bày m ô hình thành phẩn đổn g vị trong chu trình nước tự nhiên do Craig và G ordon (1967) khởi xư ớn g và được Gat (1996) bổ su n g thêm phần nư ớc trong lục địa bao gồm cả E và T của thảm thự c vật, băng tan và nước dòng chảy bể mặt. ĐỊA CHẤT THUỶ VĂN 477 Bảng 1. Danh mục các chất chuần (reíerence) và giá trị tỷ số đồng vị được tất cả các phòng thí nghiệm trên thế giới sử dụng trong nghiên cứu Địa chất thủy văn. Chất chuẩn 13R X 102 18R X 103 2R X 1 0 6 Nhà cung cấp Mục đích sừ dụng VPDB-calcit 1,02372000 2,0671607 IAEA Xác định s nc và ó'180 N BS19-calcit 1,02591025 2,0626129 NIST Xác định <?’3C vả S'B0 VSMOW-nước 2,0052000 155,76 IAEA Xác định Ỗ ^ O và £ 2H SLAP-nước 1,8939104 89,07 NIST/IAEA Xác định ổ',80 và <?2H VPDB: Vienna Pee Dee Belemnite do Phòng Thủy văn đồng vị của IAEA, Vienna chuẩn bị. NBS 19-calcit: khoáng calcit do Cục các chất chuẩn nay là Viện Các chất chuẩn và Công nghệ quốc gia (NIST, Mỹ) chuẩn bị. VSMOVV: Vienna Standard of Mean Ocean VVater, do Phòng Thủy văn đồng vị của IAEA, Vienna chuẩn bị. SLAP: Standard of Light Antarctic Precipitation (nước mưa thu góp được ở Nam cực), NIST chuần bị. Hình 1. Chu trinh tuần hoàn nước tự nhiên và mô hình thành phần đồng vị của Craig vả Gordon được Gat bổ sung thêm phần nước trong lục địa bao gồm giáng thủy lục địa, bàng tan và bốc thoất hơi nước. Giấ trị ô trên hình vẽ là ô18Ot số liệu trọng ngoặc đơn là giá trị Ô2H. Cả Ô10o và Ô2H đều thẻ hiện bằng %0 N ước từ các đại dương nhận năng lượng bức xạ từ mặt trời sẽ bốc hơi kèm theo quá trình phân tách đổng vị. Phân tách đổng v ị là h iện tượng thành phần đ ổn g vị trong hai pha, ví dụ pha lỏng và pha hơi, cùng tổn tại ở trạng thái cân bằng có sự khác biệt. Sự khác biệt thành phẩn đổng vị trong quá trình chuyển pha quyết định bởi yếu tố nhiệt đ ộng học và động học. Yếu tố nhiệt động học là d o đ ồng vị nhẹ, theo biểu thức (27), có vận tốc chuyến động nhanh hơn so với đổng vị nặng. V m VSMOVV, với ô lsO = -4 % 0 và = -2 2 % 0 [H .l]. Một phần đáng kê lượng nước bốc hơi sẽ lại giáng thủy trở lại mặt biển v ì khi vận chuyển lên cao nhiệt độ khí q uyển hạ thâp làm ngưng tụ hơi nước. Quá trình phân tách đồng vị lại xảy ra và nước m ưa trên đại dương sẽ có thành phẩn giàu đồng vị nặng hơn (ô180 = -3%o, Ò2H = -14%o) so với hơi nước nhưng vẫn nghèo hơn so với nước biên (õ180 = +1 %0 , Ô2H = +6 % 0 [H .l]. Trên đường vận chuyển từ ngoài khơi vào sâu trong đất liền nhiều lẩn hơi nước bị ngưng tụ và giáng thủy. Cứ mỗi lẩn mưa, thành phần đổng vị nặng lại sẽ bị nghèo đi so với nước biến theo định luật bảo toàn vật chất và đây là các quá trình phân tách đổng vị xảy ra trong điểu kiện cân bằng pha. Thành phẩn đồng vị nặng của nước m ưa/giáng thủy trong lục địa được tính theo mô hình Relei (Rayleygh): ổ = ỏ0 + e U y \ n f (28) Trong đ ó So là thành phần đống vị nặng của nước mưa ven bò; £l/v là m ức phân tách đổng v ị nặng của pha lỏng (L) so với pha hơi (V); / là phần nước còn lại trong pha hơi (trong mây) sau khi đã mưa. Đ ối với 180 và 2H mức phân tách đổng v ị 18£ l/v được tính bằng công thức: e U y = C a - 1)1000 = £ u v = (2« - l)1 0 0 0 = % % -1 1000 1000 (29) (30) (27) Trong đó V là vận tốc chuyên động; k là hằng số; T là nhiệt độ tính bằng độ Kelvin (K) và tri là số khối. Yếu tố động học bô sung thêm hiệu ứng phân tách đổng vị và xảy ra trong trạng thái không cân bằng, ơ các vùng nhiệt đới hoặc khô hạn, các giọt nước mưa trên đường giáng thủy sẽ bị bôc hơi bô su n g làm thay đổi thành phẩn đ ồng v ị của nước khi tới mặt đất. Quá trình bốc hơi này xảy ra trong điểu kiện không có cân bằng. Thành phẩn đổng vị oxy-18 (ô 180 ) của hơi nước bốc hơi từ đại dương sẽ nghèo đi, so với m âu chuẩn 18a và 2a được gọi là hệ số phân tách đổng vị oxy-18 và deuteri trong quá trình bốc hơi. 2Rl, 2Rv, 18Rl, 18Rv là tỷ SỐ hàm lượng đổng vị deutri trên hàm lượng proti và hàm lượng oxy-18 trên hàm lượng oxy-16, tương ứng, trong pha lỏng (L) và pha hai (V). Sụ thay đổi thành phẩn đổng vị nặng của nước mưa đã được m ạng Quan trắc nước mưa toàn cầu (GNIP: Global Network of Isotopes in Precipitation) của Cơ quan N ăng lượng nguyên tử quốc tế (IAEA) và Tổ chức Khí tượng th ế giới (WMO) theo dõi từ năm 1960. Đ ến nay một số trạm đã dừng hoạt động nhưng phẩn lớn vân đang tiếp tục quan trắc và thông báo kết quả cho IAEA. Mạng GNIP gồm hơn 1 0 0 trạm phân b ố tương đối đổng đểu trên bể mặt Trái Đâ't (ngoài khơi, gần bờ, trong lục địa của cả 478 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÂT Trái Đất). Mục đích quan trắc là thu thập số liệu về sự biến đổi thành phần đổng vị ÔlsO, Ô2H và hàm lượng 3H trong nước mưa củng với các thông số khí tượng liên quan trên phạm vi toàn cầu. Các số liệu thu được cho thấy có m ối tương quan chặt chẽ giữa biến đổi ô lsO và Ô2H trong nước mưa. Đ ổ thị biếu diễn sự phụ thuộc giữa hai đại lượng ôlsO và S2!"! là m ột đường thẳng tuân theo m ô hình: ổ 2h = $ ổ '*o + \ o (31) Đ ường thẳng (31) được gọi là đường nước khí tượng toàn cầu (GMYVL: G lobal M eteorological YVater Line) v ì nó đúng với nước mưa trên phạm vi toàn cầu. Trong một số tài liệu, đổ thị này còn được gọi là đường nước khí tượng Craig vì Harmon Craig là người đầu tiên công b ố kết quả này trong tạp chí Science năm 1961. Các số liệu thu thập và tích lũy từ năm 1960 đến những năm 1990 của m ạng GNIP cho phép hiệu chỉnh lại đường nước khí tượng toàn cầu như sau. ỏ 2H = 8,13 (± 0 ,0 7 )£ " b + 1 1 ,27(±0 ,65) (32) Đại lượng: d = ỏ 2H - 8 ỏ ' * 0 (33) Gọi là mức dư đổng vị deuteri (d-excess, d-ex) và đặc trưng cho quá trình phân tách đổng v ị do các yếu tố động học. Độ dốc, tức là hệ s ố góc của đường tương quan giữa ô 180 và Ô2H trong nước khí tượng thay đối phụ thuộc vào vị trí địa lý trên Trái Đất. Cả độ dốc và d-ex của nước khí tượng là các đại lượng có sự đóng góp của yếu tố động học là nhiệt độ, độ ấm, tốc độ gió tại từng địa phương. N hiệt độ cao, độ ấm thấp làm cho quá trình bốc hơi trội hơn quá trình trao đối (đổng vị) với pha lỏng và do vậy giá trị độ dốc và d-ex cao hơn, tương ứng, 8 và 10. Tốc độ gió càng lớn cũng làm cho quá trình bốc hơi m ạnh hơn quá trình trao đối làm thay đổi giá trị độ dốc và d-ex. Đ ường nước khí tượng trạm Hà Nội, đại diện cho khu vực đổng bằng Bắc Bộ ở độ cao 10-12 m so với m ực nước biển, được xây dựng trên cơ sở các số liệu quan trắc thành phẩn đồng vị 2H và lsO trong các mẫu nước mưa thu góp hàng tháng từ năm 2002 đến nay có dạng: ỏ 2H = 8 ,0 4 £ i8ơ + 1 2 ,9 6 Nguồn gốc nước dưới đất trên cơ sở mối tương quan giữa S2H và ô180 Kỹ thuật đổng vị sử d ụ n g mối tương quan giữa Ô2H và ôlsO đã được áp d ụ n g đ ể nghiên cứu bản chất/nguồn gốc nước dưới đất. Hình 2 [H.2] trình bày đường nước khí tượng toàn cầu (biếu thức 32) và giản đổ tam giác m ô phỏng nước dưới đâ't pha trộn giữa các loại nước: khí tượng, nước biển, nước CỔ chôn vùi. Giản đổ được m ô phỏng theo m ô hình do Yurtsever và Payne (1979) phát triển từ thực tế nghiên cứu nước ngầm khu vự c thành p h ố Qatar. Từ giản đổ trình bày trên hình 2 [H.2] nhận thây đ ể biết nguồn gốc nước ngẩm khu vực nghiên cứu cẩn phải có SỐ liệu v ề thành phẩn đổng vị của mâu nước nghiên cứu và đ ư ờ n g nước khí tượng địa phương (LMWL/MWL). Bằng cách hổi quy các giá trị Ô2H và Ô180 của m ẫu đ ể biết vị trí tương đối của đường hổi quy so với đ ư ờng MWL. Trên cơ sở so sánh đó ta có thể biết nước ngầm được b ổ cấp trực tiếp từ nước khí tượng, hay là hỗn hợp của nước khí tượng với nước cổ chôn vùi, hoặc hỗn hợp của nước khí tượng với nước biển, hoặc hỗn hợp của nước cô chôn vùi với nước biển. «-20 -15 -10 Nước mặt + Nước b iể n / biẻn m . . . ■ ■ / y Nước mặt * Nước cổ chôn vùi 40 20 0 -20 -4 0 -60 -8 0 -100 -120 -140 ỗ'H.%0 Hình 2. Giản đồ pha trộn ba thành phần của nước ngầm phỏng theo mô hình của Yutsever và Payne (1979) phát triển từ nghiên cứu thực tiễn nước ngầm ở Qatar. Mức đóng góp của từng thành phẩn trong hỗn hợp hai nguồn bố câ'p cho nước ngẩm khu vự c sẽ được ước tính trên cơ sở sô' liệu đổng vị hoặc của lsO hoặc của 2H và phương trình cân bằng vật chất. Gọi m ức đóng góp cùa nguổn bô cấp thứ nhất là X, thì nguồn bổ cấp thứ hai có m ức đóng góp là (1-x). Cân bằng vật châ't theo tỳ s ố đ ổn g vị, ví dụ lsO được thiết lập như sau: (34) ô no nn = s 'io , x + 5 no ĩ ạ - x ) (35) Đổ thị biểu diễn m ối quan hệ tuyến tính giữa ÔlsO và Ô2H trong phạm vi khu vực được gọi là đường nước khí tượng địa phương (LMWL: Local M eteoric VVater Line), hay chỉ đơn giản là MWL. Đ ường thang của biếu thức (34) là đường nước khí tượng địa phương phạm vi đổng bằng Bắc Bộ. Đường GMWL cũng như LMVVL/MVVL được sử dụng làm cơ sở cho các nghiên cửu nguồn gốc nước dưới đất phạm vi khu vực. trong đó ô180™ là thành phẩn đổng vị lsO trong nước ngẩm nghiên cứu; Òĩ8Oì là thành phẩn đổng vị lsO trong nguồn bô cấp thứ nhất và Ô18Ũ2 là thành phần đổng vị lsO trong nguồn bô cấp thứ hai. Tỷ lệ đóng góp của nguồn bô cấp thứ nhâ't sẽ được rút ra tử biểu thức (35): ổì8onn-ổỉ8o2_____ nn_______ 2. ồ'\\ -ỏ'*o2 100' % (36) Tỷ lệ đóng góp của nguồn bô câp thứ hai sẽ là (100-x). ĐỊA CHẤT THUỶ VĂN 479 Hình 3 [H.3J trình bày đường nước khí tượng vùng Hà N ội (biếu thức 34) và đường nước sông Hổng trong năm 2007. Đường nước sông H ổng tuân theo m ô hình: ỗ 2H = 5,06<5I80 -1 0 ,1 5 (37) đặc trưng cho nước bể mặt luôn bốc hơi. Đổ thị (hình 3) được sử dụng đ ế định lượng tỷ lệ bô cấp của nước sông H ổng cho nước tầng Holocen khư vực phía nam Hà N ội. Kết quả quan trắc nước ngầm tầng Holocen của giếng DH A trong D ự án phôi hợp nghiên cứu giữa Cơ quan Hợp tác và Phát triển Thụy Điển (SIDA) và Đại học M ỏ - Địa chất, ngoài đê sông Hổng, cách sông 53m. Tầng địa chât ở độ sâu tử 7,5 đến 30m gổm cát mịn đến cát trung bình màu xám, độ thâm lớn. Mầu nước ngầm lây vào tháng 12 năm 2007 có ô lsO = -5,1 %0 , Ô2H = -32,2%0 (điểm tròn đặc màu đỏ trên hình 3), nước mưa và nước sông Hổng lây trong tháng 12/2007 có ôlsO (Ô2H) là -6,2%0 (-37,6%o) va -3,9%0 (-30,l%o), tương ứng với các điểm hình trám đặc màu xanh đen và hình tam giác màu gạch trên hình 3 [H.3]. Thay các giá trị Ô180 tương ứng vào công thức (39) tìm được X = 48%. Phần còn lại là do nước m ưa/nước khí tượng bô cấp. Câu hòi đặt ra là liệu phẩn nước còn lại (52%) có phái do nước mưa tại khu vực Hà N ội bô câp theo trọng lực hay là nước từ khu vực khác vận động tới, ví dụ nước vận động từ hướng tây-bắc vê7 Đê trả lời câu hỏi này cẩn phải biết "tuổi" của tầng chứa nước, chính xác hơn là thời gian nước đã tổn tại trong tầng chứa nước. Nếu hàm lượng triti hoặc carbon-14 của bicarbonat, tức là phần carbon vô cơ tan trong nước ngầm vân còn cao và tương đương nước mưa hoặc nước sông thì chứng tỏ nước ngầm mới được bố cấp từ các nguồn nước mặt. Ngược lại, nếu trong nước ngầm không còn hoặc còn rât ít triti hoặc carbon-14, thì nước đã tổn tại tử lâu hoặc đã trải qua chặng đường vận chuyến dài từ vùng xa tới, tức là có "tuổi cao". Xác định “tuổi” của nước dưới đất Khái niệm "tuổi" của nước dưới đất, thực tế là không có ý nghĩa vì nước luôn vận động. 'Tuổi" của nước dưới đất cẩn được hiểu là thời gian lưu trung bình của nước trong lòng đât hay đó là thời gian vận động của nước mặt tính từ thời điểm xâm nhập vào tầng chứa nước. Có hai khái niệm v ề "tuổi" của nước dưới đất, đó là tuổi tuyệt đối và tuổi tương đổi. Tuổi tuyệt đối của nước dưới đất là khoảng thời gian từ khi nước mặt, đó là nước mưa hoặc nước từ sông, suối, hổ xâm nhập vào tầng chứa nước đ ể trở thành nước dưới đất, chấm dứt các quá trình trao đổi chất giữa nước với không khí của khí quyển, đến khi xuất lộ hoặc đến thời đ iếm lấy mẫu nghiên cứu. N ói đến tuổi tương đối là đ ể so sánh thời gian vận động của hai mâu nước lấy từ hai địa điểm gần nhau, trong điểu kiện các phản ứng hòa tan calcit/dolom it và trao đổi đổng vị của hai mâu là gần như nhau. Có m ột S Ố phương pháp xác định tuổi tuyệt đối, trong đó có phương pháp m ô hình hóa dựa trên các thông S Ố thủy động học của tầng chứa nước. Tuy nhiên, trong phẩn trình bày này chỉ tập trung vào phương pháp đổng vị phóng xạ, tức là dựa vào quy luật phân rã của các đổng vị phóng xạ có sẵn trong phân tử nước hoặc trong các phân tử khoáng chất tan trong nước, khi nguồn cung cấp bị cắt đứt, tức là không còn có trao đổi với m ôi trường bên ngoài tẩng chứa nước. Đ ó là phương pháp triti và phương pháp carbon 14. ô"H, %0 Hình 3. Đường nước khí tượng và nước sông Hồng chảy qua Hà Nội trong năm 2007 minh họa nước giếng DHA ngoài đê sông Hồng khu vực Nam Dư là hỗn hợp của hai loại nước mặt. Trên hình 3, thành phẩn đổng vị 180 của nước ngẩm nằm giữa hai đường nước khí tượng và nước sôn g H ổng, do vậy có thê nhận định rằng nước ngầm tầng H olocen lỗ khoan DH A là nước hỗn hợp của nước sông H ổng và nước mưa khu vực (hai hướng m ũi tên từ hai đường nước mưa khu vực và nước sông H ổng đến điếm nước ngầm). Từ các số liệu quan trắc trên có thê ước tính tỷ lệ bô cập của nước sôn g cho nước tầng Holocen của lỗ khoan theo m ô hình pha trộn. Gọi tỷ lệ bô cập của nước sông cho nước ngầm là X thì phẩn nước mưa bổ cập sẽ là (1-x). Phương trình cân bằng vật chât theo đổng vị có dạng: ỏ'*Omi= x ỏ 'K > m + ( \ - x ) ỏ '* O nm (38) Xác định tuồi tuyệt đối bằng phương pháp Carbon 14 Các ký hiệu nn, ns và nm đ ể chi nước ngầm, nước sôn g và nước mưa. Tỷ lệ bô cấp của nước sông cho nước ngầm lỗ khoan D H A được tính từ biểu thức (38) như sau: x = s ^ mZ s Z nm loa% (39) ns nm Carbon 14 (14C) trong tự nhiên Hiện nay, trong tự nhiên có hai nguồn phát sinh carbon 14 (14C). Nguồn thứ nhât là nguồn tự nhiên sinh ra từ phản ứng hạt nhân giữa các neutron với hạt nhân nitro trong khoảng không giữa tầng đối lưu và tầng bình lưu, trên độ cao khoảng 12km so vói mặt đất: 480 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT 14N + n —> 14c + p (40) n và p trong phương trình phản ứng hạt nhân (40), tương ứng, là neutron và proton. Neutron cần thiết cho phản ứng (40) được sinh ra tử phản ứng giữa các proton có năng lượng Tất cao trong vũ trụ với các phân tử khí trong bầu khí quyển Trái Đâ't. Theo tính toán của Libby (1955) thì tổng lượng carbon 14 tự nhiên trong khí quyển, thủy quyển và sinh quyến là khoảng 81 tấn, nhưng theo ước tính của Lal và Peter (1962) thì tổng lượng 14c tự nhiên là khoảng 60-75 tân. N guồn phát sinh Carbon 14 thứ hai trong khí quyển là nguồn nhân sinh, có điểm xuâ't phát từ cuối thập niên 50 của thế kỷ trước, khi các cường quốc hạt nhân như Mỹ và Liên Xô trước đây đua nhau thử nghiệm vũ khí hạt nhân trên không. Các vụ thử vũ khí hạt nhân sinh ra nhiều neutron và theo phản ứng (40) tạo ra một lượng lớn carbon 14 trong khí quyển. Theo Ferronskyi (1975), trong những năm 60 của thế kỷ trước nguổn nhân sinh đã làm tăng gâ'p đôi hàm lượng 14c trong khí quyến. Ngay sau khi được tạo ra, 14c bị oxy hóa thành 14CO, rồi cũng rất nhanh chóng 14CO bị oxy hóa tiếp chuyển sang l4CCh và hòa trộn chung với thành phần 12c a của khí quyển. Phẩn lớn hỗn họp 14c c >2 + 12CƠ2 tham gia vào quá trình trao đổi với bicarbonat và hòa tan vào nước biển. Một phần khác được cây cỏ trên đất liền quang họp và chuyên hóa theo chuỗi thức ăn vào tâ't cả các cơ thể sống trên Trái Đất. Trái qua hàng triệu năm tổn tại của Trái Đất, hàm lượng 14c trong các cơ thể sống đạt mức cân bằng và bằng với mức hàm lượng 14c trong không khí. Khí CƠ2, trong đó có 14c c >2 sê bị ấm không khí hấp thụ tạo bicarbonat và nếu nhiệt độ không khí hạ thâp đến mức có thê gây mưa thì bicar- bonat tan trong nước mưa sẽ cùng nước rơi xuống bể mặt Trái Đất. Quá trình hấp thụ và hòa tan 14CƠ2 vào nước mưa xảy ra theo phản ứng: 14C02 + H2O — H214C03 — H 14CO.r + H+ (41) Vì vậy, nước mưa thường có độ pH thẩp, do quá trình hòa tan acid carbonic tạo ion H + và bicarbonat (phản ứng 41). Khi nước mặt còn chưa thâm đến tầng nước dưới đất, quá trình trao đổi đổng vị giữa bicarbonat và khí CO2 lấp trong lỗ hống các hạt đâ't vẫn tiếp tục và như vậy hàm lượng 14c trong bicarbonat vẫn ờ trạng thái cân bằng với hàm lượng 14c trong khí carbonic không khí, hay chính là hàm lượng 14c cận đại (m odem carbon). Đổng thời, khi nước mặt xâm nhập vào đới thoáng khí sẽ có thêm nhừng quá trình hóa học và trao đối đổng vị làm thay đối hàm lượng 14c trong bicarbonat. Quá trình hóa học quan trong nhất là phản ứng hòa tan calcit/dolom it của đất. Quá trình trao đổi đổng vị xảy ra giừa 14c trong bicarbonat tan trong nước và 14c trong các hợp chất hửu cơ đất hoặc của khí CO2 sinh ra tử quá trình hô hấp của rê cây trong đới thoáng khí. Quá trình hòa tan calcit được m ô tả bằng phương trình cân bằng vật châ't như sau. (a +b)CC)2, g + 0,5bCaCC>3 + bH 2Ơ + aCCh.i + bH + 0,5bCa2* + bHCOr (42) Trong đó các ký hiệu g và l, tương ứng, đê ch1 carbonic ờ pha khí (trong lỗ hổng các hạt đất) và trong pha nước (tan trong nước). Cả bicarbonat và Carbonic tan trong nước được gọi chung là họp chât carbon vô cơ tan trong nước (DIC: Dissolved Inorganic Carbon). Quá trình hòa tan calcit (phương trình 42) làm giảm hàm lượng 14c trong DIC vì khoáng châ't calcit có tuổi ngang bằng tuổi Trái Đất và do vậy hàm lượng carbon phóng xạ là không còn. Trao đổi đ ổng vị, tức là quá trình hoán v ị 14c trong DIC với 12c trong hữu cơ đâ't cũng như trong khí carbonic thoát ra từ hô hâp của rề cây cũng sẽ làm giảm hàm lượng 14c trong DIC. Khi nước mặt đã xâm nhập vào tầng nước dưới đất, quá trình chuyển pha của 14CƠ2 giữa pha khí (carbonic) và pha nước (bicarbonat) theo phương trình (41) và (42) sẽ chấm dứt và tù thời điếm này carbon phóng xạ chi còn có con đường duy nhâ't là phân rà theo thời gian. Carbon 14 phân rã phóng xạ beta trừ (P ) tạo ra hạt nhân nitrogen (nitro) theo phương trình: 14C _> 14N + p- (43) Năng lượng cực đại của bức xạ beta từ phân rã hạt nhân 14c là 156 keV và cứ (5730 ± 40) năm số hạt nhân 14c ban đẩu sẽ giảm đi một nửa, hay chu kỳ bán hủy (T1/2) của 14c là (5730 ± 40) năm. Quy luật phân rã phóng xạ tuân theo các phương trình (2, 3 và 4). 'T uổi tuyệt đối" của nước dưới đất tính theo hàm lượng carbon 14 trong DIC sẽ là phương trình (5). Trong trường hợp này: t = 5730 . 14A—— .ln 0,693 sam ple Trong đó HẢsample ■ 8 2 6 8 . In và ì4Ả ịn, tương ứng, là hoạt độ của Carbon 14 trong DIC của mầu nước tại thời điếm lây mâu và trong nước mặt khi xâm nhập vào tầng chứa nước nghiên cứu. Từ công thức (44) ta thấy đ ể có giá trị chính xác tuối tuyệt đổi của mẫu nước dưới đất, phương pháp phóng xạ cẩn phải đảm bảo độ chính xác của ba thông sô, đó là chu kỳ bán hủy (Ti/2), là hoạt độ phóng xạ của 14C trong mẫu nước tại thời điếm phân tích (ì4Asampie) và tại thời điểm nước bắt đẩu xâm nhập vào tầng chứa nước (14Ain). Tất cả nhừng yêu cẩu này là rất khó đảm bao trong thực tế. Trong trường hợp xác định tuối tuyệt đối của nước dưới đất bằng phương pháp 14c , chu kỳ bán huy của đổng vị có sai S Ố ±40 năm. Hoạt độ của 14c trong các mẫu nước ngẩm cũng như nước mặt đểu rât thấp (thường M4 h (năm) (44) sam ph' ĐỊA CHẤT THUỶ VĂN 481 không lớn hơn 0,25 Bq/g C) và phân bố không đểu theo không gian và thời gian trong năm, do vậy sai số của giá trị "tuổi" của nước là rằt lớn, nếu không có kỹ thưặt đê khắc phục. Đ ế khăc phục các sai số và không gây những hiểu lẩm trong thông báo kết quả, tât cả các giá trị hoạt độ 14c trong biếu thức (44) đểu được đo so sánh với hoạt độ của mâu chuấn (biếu thức 19). Hoạt độ 14c trong DIC cua mẫu nước và hoạt độ 14c trong mâu nước trước khi xâm nhập vào tầng chứa nước (14Am) cùng được phân tích trong cùng một điểu kiện và như vậy mọi sai sô liên quan đến thực nghiệm, ví dụ hiệu suất ghi đo phóng xạ của thiết bị, sẽ được loại trừ. Như vậy, công thức xác định tu ối tuyệt đối của mâu nước (biếu thức 7) thông qua hoạt độ 14c có dạng: 14 * 14 A P 4 y ị a 14 o '*t = 8268 ln — • = 8268 In TI— — = 8268 ln -TT——— A A A° axample sample / r e f sample (BP) (45) Trong đó 14< / được định nghĩa theo biểu thức (20) là giá trị hoạt độ Carbon 14 cận đại. D o tất cả các giá trị hoạt độ của 14c trong mẫu đều tính theo hoạt độ châ't chuẩn có giá trị hoạt độ 14c cận đại là năm 1950 nên tuổi tuyệt đối của mẫu nước tính theo (45) là năm trước thòi đ iểm cận đại (BP: Beíore Present, tức là trước năm 1950). Tỷ số a trong biểu thức (45) gọi là phẩn trăm Carbon cận đại (pMC: percent of M odern Carbon). Từ biểu thức (45) ta thấy để tính được tuổi mẫu nước nghiên cứu cẩn biết giá trị 14am và ĩ4asampỉe. T ỷ số hoạt độ 14c trong mẫu (14asampìe) được xác định bằng phân tích trực tiếp phóng xạ 14c hiện diện trong DIC của mẫu. Vấn đ ể khó khăn nhất quyết định độ chính xác tuổi của mẫu là giá trị của 14ain phải đảm bảo độ bâ't định nhỏ nhất, chấp nhận được. N hư đã trình bày ở phần trên, trước khi xâm nhập vào tầng chứa nước bicarbonat tan trong nước còn tham gia vào các quá trình hóa học như như hòa tan calcit (phương trình 42), ion sulphat (SƠ42*) oxy hóa các hợp chất hữu cơ đâ't tuối cao tạo thêm bicarbonat hầu như không còn 14c (phương trình 46). SƠ42 + 2CH2O — H2S + 2HCƠ3 (46) Cả hai quá trình (42) và (46) đểu làm tăng hàm lượng bicarbonat trong nước và làm loãng hoạt độ của 14c , tức là làm tăng tuối của mâu nước, thậm chí lên hàng vài chục nghìn năm (Geyh, 1992). Đ ể độ chính xác v ề tuổi của m ẫu nước đạt m ức châp nhận được cẩn phải có biện pháp hiệu chỉnh giá trị 14ain. Có ba phương pháp hiệu chinh giá trị 14ain. Phương pháp thứ nhất là dựa trên kết quả phân tích thủy địa hóa trên cơ sở phương trình hóa học hòa tan calcit (phương trình 42). Công thức hiệu chỉnh 14ain trên cơ sở hàm lượng bicarbonat trong nước và hàm lượng CO 2 trong đâ't do Munnich (1968) đề xướng như sau. 14 0 £ + 0 ^ , 4 = « + 015ò ( MC) (47) a + b g a + b Trong đó 14ữ° là tỷ số hoạt độ 14C trong DIC tại thời điếm xằm nhập vào tầng chứa nước; a là số mol khí CO2 trong đất tham gia vào phản ứng hòa tan b m ol calcit (xem phản ứng 42). D o CO 2 trong đâ't có nguồn gốc từ quá trình khuếch tán CO2 khí quyến và từ quá trình hô hâp của rễ cây hoặc từ các quá trình phân hủy các tàn dư thực vật trong lớp đất mặt, vì vậy có hoạt độ 14c tương đương với hoạt độ 14c của Carbon cận đại nên giá trị u ag = 100 pMC và Ô13c = -25 %0 . N hư vậy, phân tích thành phần hàm lượng DIC trong nước, tức là hàm lượng bicarbonat và khí CO2 ta sẽ biết được giá trị a và b (phương trình 42) đê hiệu chinh 14 a° trong công thức tính tuổi của mẫu nước nghiên cứu (công thức 45). Phương pháp hiệu chỉnh thứ hai là dựa trên số liệu vể thành phẩn đổng vị của 13C trong DIC. Có một số mô hình cho phép hiệu chỉnh 14 <3^, nhưng có lẽ hợp lý hơn cả là m ô hình của Goníiantini (Salem, Visser, Deay, and Goníiantini, 1980). Biểu thức hiệu chinh • V có dạng như sau. ' V ( ^ o / c - ^ c - a c - o , ) ] n n ( p M C ) (48) 0 COị 0 CaCOị CO2 / CaCƠỊ Trong đó Ỏ ĩ3Cdic là thành phần đổng v ị 13C trong DIC; ổ ]ìCc COị là thành phẩn đổng vị 13C trong calcit; ổ nCco là thành phần đồng vị 13C của khí CO2 trong đất; e co ị -Q là hệ số phân tách đổng vị giữa khí CO 2 và bicarbonat tan từ calcit. Goníiantini cho rằng ỏ » Cdic = (0 ± 0,3)% o; S '1C C(ắC0 = (0 ± 2 )% 0;<ỹ13C cơ = (-22 ± 1,5)%0 và £ cq 2 /CũCOị ~ (8-i"9)%0. Hình 4. Đồ thị minh họa phương pháp thực nghiệm xác định giá trị 14a jn để định tuổi mẫu nước dưới đất cải biên từ Verhagen, Mazor, Shellshop, 1974). 482 BÁCH KHOA THƯ ĐỊA CHÁT Phương pháp hiệu chỉnh thứ ba là dựa trên số liệu thực nghiệm v ề hoạt độ 3H và 14c trong mẫu nước nghiên cứu. Bằng phương pháp này giá trị 14ain được xác định là 85 pMC (Verhagen, Mazor, Shell- shop, 1974). Cách tiếp cận này dựa trên giả định rằng hàm lượng 3H trong mẫu nước nếu thâp hơn giới hạn phát hiện thì hàm lượng/hoạt độ 14c trong DIC củng sè không có thành phần l4C nhân tạo, hay còn gọi là 14c từ bom hạt nhân và đây chính là giá trị 14ain. H ình 4 trình bày đổ thị biểu diễn sự phụ thuộc giữa hoạt độ 14c và 3H được sử dụng đ ế xác định 14diu (Verhagen, M azor, Shellshop, 1974). Trên co sở m ối tương quan giữa 3H và 14c , Jordan và Bùi Học (1992) đã xác định được hàm lượng 14ain trong nước khu vực đổng bằng Bắc Bộ là (80 ± 5) pMC và khu vực đổng bằng Nam Bộ là (75 ± 5) pMC. Định tuổi tuyệt đối nước dưới đất bằng phương pháp 3H/3He Triti (3H) phân rã beta (p ) với chu kỳ bán hủy Xi/2 = 12,43 năm. Sản phẩm phân rã hạt nhân triti là heli-3 (3He) và là đổng vị bền. 3H —► 3He + p (49) N hư vậy, các mẫu nước có tuổi tuyệt đếi khoảng 100 năm trở lại có thê được xác định với mức chính xác cao bằng cách đo hàm lượng của 3H và 3H e với giả thiết rằng mẫu nước không bị pha trộn và tầng nước dưới đâ't vận chuyển theo m ô hình piton. Phương pháp 3H /3He có ưu điểm là không cẩn phải biết hàm lượng 3H trong nước tại thời điếm xâm nhập vào tầng nước (3Hin). Hoạt độ 3H trong m ẫu nước tại thời điếm lấy mẫu t (3Hsampie), theo quy luật phân rã hạt nhân, là: ' Ỉ Ỉ ^ H ^ (50) Trong đó 3Hm là hoạt độ 3H trong nước tại thời điểm nước bắt đầu xâm nhập vào tầng chứa nước (initial activity) và X là hằng số phân rã của 3H. Từ thời điểm lấy và nhốt kín mẫu không cho 3He thoát ra khỏi nước, 3H e bắt đầu tích lũy (grow) trong mẫu theo biểu thức (51): (51) Thay giá trị 3Hin tử biểu thức (50) vào biểu thức (51), ta có: 1) (52) N hư vậy, chi cần đo hàm lượng 3H và 3H e trong mẫu ta có thế xác định được thời gian t, tức là tuổi của mẫu nước. Tuy nhiên, hiện nay giá thành đầu tư thiết bị khối phố k ế phân tích 3H và 3H e còn khá đắt nên không có nhiều phòng thí nghiệm trên th ế giới có khả năng định tuổi tuyệt đối nước dưới đâ't bằng phương pháp 3H /3He. Khối phô k ế phân tích 3H /3He là loại thiết bị phân tích hàm lượng tuyệt đối, không phải loại phân tích tý số đổng vị. Định tuối cùa nước dưới đất trên cơ sờ kết hợp số liệu hoạt độ 3H và 14c trong mẳu Một cách định tính, có thể so sánh hoạt độ 3H trong mẫu nước nghiên cứu với hàm lượng 3H trong nước mặt, bao gồm nước mưa, nước sông, suối, hổ trên khu vực nghiên cứu đã thu thập trong khoảng thời gian dài, từ hàng năm trở lên, đê biết khoảng tuồi của mẫu nước. N ếu hoạt độ 3H trong nước dưới đất ngang bằng hoạt độ 3H trong nước m ưa hoặc nước mặt khu vực thì nước dưới đât có tuổi còn trẻ. N gược lại, nếu hoạt độ 3H trong nước dưới đâ't chỉ ngang giới hạn phát hiện thì nước dưới đâ't có tuổi hàng trăm năm trước đây. H iện thực hơn, kết hợp phân tích hàm lượng 14c trong DIC và 3H trong nước là cách tiếp cận tốt đê nhận định khoảng "tuổi" cũng như bản châ't tầng chứa nước. H ình 5 trình bày sơ đổ m ối quan hệ giữa hàm lượng 14c trong DIC và 3H trong nước làm ca sở đ ể nhận định "tuổi" của các tầng chứa nước tương ứng. Hình 5. Giản đồ mô tả mối tương quan giữa hàm lượng 3H và tỷ số hàm lượng 14c trong DIC làm cơ sở nhận định “tuổi” của mẫu nước dưới đất (Hình vẽ được cải biên trên cơ sở tài liệu của Mook w. G. (ed.), 1998. Định tuồi tuyệt đối nưới dưới đất bằng các đồng vị khác 14c và 3H N goài phương pháp định tuổi tuyệt đối nước dưới đâ't bằng đổng vị 14c và 3H, các đ ổng vị khác như 36C1 cũng được áp dụng đê định tuối các tầng nước cô có tuổi trong khoảng từ 10.000 đến 3.000.000 năm hoặc 81 Kr đ ế định tuối nước từ 50.000 đến 1.000.000 năm. 39Ar được sử dụng đ ể định tuối các tầng nước cô từ vài chục đến 1.000 năm. M ột số tác giả sử dụng đổng thời nhiều đổng vị của các khoáng chất tan trong nước đê định "tuổi" tầng nước dưới đất. Alvarado et al. (2007) đã sử dụng đ ổng thời các đổng vị phóng xạ 3H, ^Kr, 39Ar và 14c đ ế định tuối nước có m ức pha trộn mạnh trong tầng cát chứa nước bán áp vùng Fontainebleau, Pháp. Xác định tuồi tương đối của nước dưới đắt N hư trên đã trình bày, tuổi tương đối là so sánh thời gian lun của hai mẫu nước lây từ hai giếng khoan gần kể nhau. Tuối tương đối ( A t) có thế được ĐỊA CHẤT THUỶ VĂN 483 ước tính trên cơ sờ sô liệu hoạt độ hoặc 3H hoặc 14c theo công thức: 3 77 At = 17,94. In (53) X hoặc A/ = 8268. In - 77-^ - (5 4 )14 _ Trong đó 3Hk+ ì, 3Hk, ĩ4ak+ĩ và u ak là hoạt độ 3H của nước hoặc tỷ s ổ hoạt độ 14c của DIC tan trong mẫu nước lấy từ các giếng liền kề nhau, tương ứng (k+1) và k. Trong các công thức định tuổi tương đối không có m ặt hàm hoạt độ của các đổng vị trước khi xâm nhập vào tầng chứa nước nên tuổi tương đối dễ xác định hơn nhiều so với xác định tuồi tuyệt đối. Tài liệu tham khảo Alvarado J. A. c, Purtchert R., Barbecot F., Chabault c , Rueedi )., Schneider V., Aeschbach-Hertig w ., Kipfer R., Loosli H.H., 2007. Constraining the age distribution of highly mixed groundvvater using 39Ar: a Multiple environm ental tracer (3H /3He, 8SKr, 39Ar, and 14C) study in the semiconíined Fon- tainebleau sand aquifer. Water Resources Research, doi: 10.1029/2006WR005096, 2007. Colon p. A. E., Kutsheva w ., Lehmann B. E., Loosli H. H., Pur- chert R., Love A., Sampson L., Davids B., Fauerbach M., Harkewiez R., Morrisey D., Sherrill B., Dtainer M., pardo R., and Paul M., 1999. Development of accelerator mass spec- trometry (AMS) for the detection o f 81 Kr and its first applica- tion to groundwater dating. In: Proceedings of an Interna­ tional Symposium on Isotope Techniques in Water Resources Development. ỉnternational Atomic Energy Agency (1AEA), Vienna, SM-361-18. Craig H., 1961. Isotopic variations in meteoric waters. Science 133:1702-1708. Gat J. R., 1996. Oxygen and hydrogen isotopes in the hydrologic cycle. In: Antĩual Revieiv of Earth Planetary Sciences 24: 225-262. Geyh M. A., 1992. The 14C time-scale of groundvvater. Correc- tion and linearity. In: Isotope techniques in Iưater resource devel- opment 1991. IAEA, Vienna: 167-177. Jordan H., and Bui Hoc, 1992. Auígaben der Hydrogeologie in Vietnam und die Anforderungen an die YVasserversorgung von Hanoi. Zeitschrift der Deutschen Geologischetĩ Gesellschaft 143: 367-374. Lal D v and Peters B., 1962. Cosmic ray-produced isotopes and their application to problems in geophysics. ìn: Progress of Elementary Particỉes Cosmic Ray Physics 6 :1-74. Libby w . F., 1955. Radiocarbon dating. The University Chicago Press. 186 pgs. Mook w . G. (ed.), 1998. Environmental isotopes in the hydro- logical cycle. Principles and Applications. UNESCO/IAEA Series, Voi. I: 280 pgs, IAEA, Vienna, Austria. Munnich K. O v 1968. Isotopen-Datierung von grundwasser. Natunuisse 55:158-163. Salem o ., Visser J. Mv Deay Mv and Goníiantini Rv 1980. Groundwater flow pattems in the westem Lybian Arab Ja- mahitiya evaluated from isotope data. In: Arid Zone Hydrol- ogy: Investigation with Isotope Techniques. ỈAEA, 165-179 Vienna. Verhagen B. Th., Mazor Ev and Shellshop J. p. Fv 1974. Radi- ocarbon and tritium evidence for direct recharge to ground- vvater in the Northern Kalahari. Nature 249: 642-644. Yurtsever Yv and Payne B. R., 1979. Application od environ- mental isotopes to groundvvater investigations in Qatar. Iso- tope Hydrology, Vol. II, IAEA, Vienna: 465-490. O eppoH CKM M B. M . (P e 4 -) / 1 9 7 5 . r ip M p o 4 H b ie M 30T0nLi rM4poc(ị>ei>i. M34. "H eờpa", TJ1 c rp . MocKBa. Việt Nam nghiên cứu Địa chất thủy văn Đoàn Văn Cánh. Trường Đại học Mỏ - Địa chất. Quá trình nghiên cứu ĐCTV ờ Việt Nam Có th ể nói, công tác đ iểu tra đánh giá và khai thác sử d ụn g nước dưới đất đã bắt đẩu từ đầu th ế kỷ trước. Từ năm 1909 người Pháp đã khoan khai thác nước từ tầng chứa nước cát cuội sỏi Pleistocen đê cu n g cấp nước cho các nhà m áy nước Hà Nội. Đ ẩu tiên là nhà m áy nước Yên Phụ, sau đó phát triển m ột loạt nhà m áy nước khác như Đ ồn Thủy (1931), Bạch Mai (1936), N gọc Hà (1939), N gô Sy Liên (1944), Gia Lâm (1953), sau đó là Sơn Tây (1930), V ĩnh Yên và H ưng Yên (1945). Tại Sài Gòn, năm 1907 đã có các công trình khai thác nước ở Tân Sơn Nhất, với công suâ't 4.600m 3/ngày, sau đó