同位素水文地球化學第一頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二同位素水文地球化學，是直接或間接地應用水和水溶物質中保存的與水體來源、形成環境和演化歷史有關的天然同位素信息，去揭示各種水體的成因、賦存條件及演化規律，為查明水和水資源服務的學科。第二頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二第一部分

地下水的同位素地質年齡

第三頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二一、

同位素的放射性衰變1．

基本概念（1）放射性：一些元素能不斷自發地放射出一種或幾種射線，這種由原子核自發地產生輻射線的性質，稱為放射性。（2）放射性衰變：放射性元素在產生放射性輻射和放出能量時，原子核也發生了變化，一種元素的原子轉變為另一種元素的原子，這一過程成為放射性衰變。第四頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二2．

衰變方式（1）α衰變：放出2質子+2中子的粒子（He核）（2）

β衰變：（3）

K層電子俘獲：（4）

γ衰變：（5）其它：第五頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二3．

放射性衰變定律：（1）

放射性母體同位素的衰變公式：放射性母體的衰變速率（dN/dt）與現有母體數目（N）成正比。寫成：寫成：dN/dt∞NdN/dt=－λN∫dN/N=－λ∫dt㏑N=－λt+K當t=0時，K=㏑N0㏑N－㏑N0=－λtN=N0e－λt或N0=Neλt意義：放射性母體同位素隨著時間的增長呈指數函數衰減第六頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二（2）

放射性子體同位素增長公式：∵N0=N+D代入D=N（eλt－1）或D=N0（1－e－λt）意義：放射性成因子體同位素D隨著時間的增長呈指數函數積累。（3）

半衰期T1/2：放射性母體原子數衰減到一半時所需的時間。T1/2=㏑2/λ=0.693/λ第七頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二二、

水體的氚和14C定年1．

氚法：（1）

氚的起源：大氣層上部—宇宙射線的快中子（超過400萬電子伏特）與穩定的14N的核反應：14N+n→3H(T)+12C3H(T)與大氣中的氧原子化合成HTO,以大氣降水或水汽的形式參與水循環。第八頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二（2）

地下水氚的定年：①在一定條件下，地下水流中任意一點的氚（T）含量與氚的輸入量（T0）和水的滯留時間(t)有關，其關系式為：

T=T0e－λtt=1/λ㏑(T/T0)

只要測得氚的輸入濃度（T0）和地下水的氚濃度T，就可以求得地下水的年齡。②氚單位（Tu）：在1018個氫原子中有一個氚原子。③氚的半衰期T1/2為12.43a，屬β－衰變，衰變的最終產物為3He：

31H→32He+β－+γ－+Q第九頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二(3)

大氣層中氚濃度（T0）的變化：①

大氣層的休止層滲漏效應：大氣層上部（休止層）的氚通過氣團交換向對流層遷移（滲漏），這種交換主要是在中緯度高壓帶休止層不連續區域內，其交換強度隨季節而異，每年的晚冬和春季期內達到最大值；②

氚自身的衰變和與貧氚的海洋表面水分子交換，導致大氣氚濃度的降低；③大氣層人工核試驗導致大氣氚濃度的急劇上升：1954~1956，1964~1966時期兩個高峰期，最高氚濃度達2000Tu。第十頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二（4）

大氣降水中的氚的各種效應①

緯度效應：氚濃度隨緯度的增高而增高；②

大陸效應：在同一緯度帶上，氚濃度隨遠離海岸線而逐步升高；原因：赤道的宇宙射線中子強度變小，極地最大，因而平流層各處氚的生產率有差別；大氣環流作用的影響；海洋表面的交換和稀釋作用；人工氚來源的加入。③

季節效應：最大濃度在6~7月，最小濃度在11~12月；④

高度效應：大氣降水氚含量高處大于低處；降水量效應：在同一緯度地區，大氣降水的氚濃度隨降水總量的增加而減少。第十一頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二（5）各種地表水體的氚濃度變化規律：①

湖泊：A.

主要由大氣降水補給的湖泊：氚濃度存在季節性變化，降水滯留時間短和小湖泊的變化最大；B.

在大而深的湖泊內氚濃度存在垂直分布性；C.

一些由地下水補給的湖泊不存在上述變化，甚至不含氚。②.海洋：因海水體積龐大，解析強，海水氚濃度變化不明顯；第十二頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二③

河水：A.

河水氚濃度取決于補給來源：大氣降水補給的河水T較高，地下水補給的T低；B.

河水氚濃度受地理位置、高度等自然環境的影響；

發源于近海山地、丘陵區的河流：a.

自南向北氚濃度逐漸增高；b.河水中的氚濃度低于流域內同期大氣降水。

發源于內陸高原河流：a.自東向西河水氚濃度逐漸增加；b.河水中的T高于當地大氣降水，反映大陸內部和高山區來水比例較大。第十三頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二(6)

地下水流動模型及年齡的計算：常用模型：①活塞流模型（PEM）Cout/Cin0=e－λt②指數模型(EM)Cout/Cin0=1/(1+λt)③彌散模型(DM)①

經驗法估算:P.27第十四頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二1.

14C定年

⑴14C起源及演化循環①大氣層上部宇宙射線產生的中子（主要是慢中子）與穩定的14N原子之間的核反應產生14C：

147N+10n→14C+11H(P)(質子)

生成的14C很快氧化成14CO2分子，并與不活潑的12CO2混合，遍布于整個大氣圈。②大氣層上部不斷產生新14C，但這些14C又不斷的衰減和被生物圈和水圈的物質所吸收，從而使大氣圈中的14C濃度維持一種相對穩定的動態平衡狀態。第十五頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二

②大氣層上部不斷產生新14C，但這些14C又不斷的衰減和被生物圈和水圈的物質所吸收，從而使大氣圈中的14C濃度維持一種相對穩定的動態平衡狀態。

③生物圈物質吸收14C的主要方式是植物的光合作用和呼吸作用，而動物以直接或間接食用食物來獲得14C（生命效應），一旦生命終止，14C就不能進入有機體內，這時有機體內的14C就不斷地隨著時間的推移而變少。第十六頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二

④水圈和部分含碳酸鹽的沉積物的14C主要來自大氣CO2的溶解和同位素交換作用，構成了大氣圈、生物圈、水圈以及巖石圈中部分碳酸鹽的天然14C的循環。⑤

各水體中的含14C的物質從交換儲存庫轉入非交換儲存庫后，就賦予了定年的意義：即14C經β－衰減成穩定的14N:

146C→147N+β－+γ+Q14C的T1/2為5730±40a，地下水定年的上限為（5~6）×104a。

第十七頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二⑵14C定年和14C濃度單位及標準

①14C定年公式

t=1/λ㏑(A/A0)

λ=0.693/λ=1.029×10－4a－1

A——測得含碳樣品的14C產生的放射性，單位為每分鐘每克碳衰變次數（dpm/g）

A0——同一樣品與大氣平衡時的放射比度

②14C相對濃度單位和標準

樣品現代碳百分含量（Pmc或﹪mod）A=Am/As×102(Pmc)

Am——待測樣品的放射性比度

As——標準樣品的放射性比度（13.56dpm/g）第十八頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二（3）大氣圈及水圈中的14C濃度的變化

A.德夫里效應：根據樹輪年代學研究，在公元前1500—1700年間，大氣CO2的14C放射性比變較19世紀高出2﹪，這種系統的變化被認為是太陽的行為引起宇宙射線強度的改變、地球磁場強度和古氣候的變化引起的；

B.休斯效應：20世紀以來的木頭的初始放射性比變平均比19世紀低2﹪，這是由于工業革命后燃燒有機燃料使大量不含14C的CO2進入大氣層引起的。第十九頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二C.同位素分餾效應：光合作用、同位素交換等由于自然界中碳的分餾作用也引起另外放射性碳含量的變化。

D.人工放射性核爆炸，使大氣圈14C含量增加。

E.

化學沉淀或生物沉淀的碳酸鈣樣品的14C含量對局部比與大氣處于平衡的植物的14C含量對局部條件依賴的程度要高的多。⑷14C年齡誤差來源及修正

①

測量誤差；

②

大氣中14C含量的變化：P33圖1—2

③

利用標準樣品及δ13C的變化關系消除系統誤差第二十頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二⑸14C法測定含碳樣品的年齡的步驟：

①

對燃燒為CO2過程中產生了同位素分餾的草酸標準的放射性比變值進行校正：

As—1840~1860年間生長的樹木碳（標準），其放射性比變為0.Bg/g碳,現代碳的百分含量為13.56dpm/g碳。實際使用的是NBS—4990草酸（1950）；

國際標準樣品（As）與NBS—4990存在以下關系：

As=0.95ANBS-4990(1950年)=0.95Aox=13.56dpm/g碳

第二十一頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二Aox——草酸標準經分餾校正后的標準；Aox，——草酸標準制得的某批次CO2的放射性測定值；δ13C，——草酸標準制得的某批次CO2的δ13C的測定值（PDB）。

校正方法是:Aox=②

測定出待測樣品的放射性比度，并利用：Am=校正。Am，——待測樣品測得的未經校正值；δ13C——待測樣品的值。第二十二頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二

⑤對地下水的14C年齡測定，由于受到來自礦物的非放射性產生的碳酸鹽的稀釋，還需校正（扣除死碳）。

14CO2進入（溶解在地下水中）地下水時，以HCO3－的方式：

CaCO3+14CO2+H2O→2HCO3－+Ca2+校正方法目前有二：第一，利用樣品的δ13CPDB，倘若其值界于海相碳酸鹽（δ13C=0±3‰PDB）和植物（平均為－25‰PDB）之間，再根據同位素質量平衡公式，可以計算出非放射性碳的稀釋量的比例，進而確定地下水的初始14C的含量；第二，

P87第二十三頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二第二部分

地下水的同位素示蹤技術第二十四頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二一、基本概念

同位素是指原子核內質子數相同而中子數不同的一類原子，它們具有基本相同的化學性質，并在化學元素周期表中占據同一位置。例如，H元素：1H、D、3H

O元素：16O、17O、18O

C元素：12C、13C

S元素：32S、34S

第二十五頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二

1．穩定同位素：指目前尚未發現存在放射性衰變的同位素。如：H、D、16O、17O、18O等。2．同位素豐度：指自然界存在的某一元素中各同位素所占的原子百分比。

3．同位素比值：指某一種元素的兩種同位素豐度之比。用R表示，例：SMOW的D/H=155.75×10-618O/16O=1997×10-6；迪亞布洛峽谷鐵隕石的隕硫鐵34S/32S=0.0450045等

第二十六頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二4.δ值：樣品中兩種穩定同位素的比值相對于某種標準對應比值的千分差值：

δ(‰)=｛（Rx—Rs）/

Rs｝×1000

例如：硫同位素以迪亞布洛峽谷鐵隕石中隕硫鐵的硫為標準(CDT)，這個標準硫的34S/32S=0.0450045。它的同位素組成相當于整個地球的平均同位素組成。樣品的δ34S為“+”時，表示樣品比標準富34S，相反表示貧34S。

定義δ值的目的在于：

①

因為自然界的穩定同位素組成的變化很微，用δ值可以明顯表示變化的差異；②便于全世界范圍內數據大小的對比。

第二十七頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二5．同位素分餾和同位素分餾系數(α)：（1）同位素分餾：是指在一系統中，某元素的同位素以不同的比值分配到兩種物質或物相中的現象。例如：同一熱液體系中，共存的硫化物和硫酸鹽，二者的同位素組分不一致，前者富32S、后者富34S。又如：在蒸發過程中，蒸汽相富H、16O，液相中相對富D和18O。（2）同位素分餾系數(α)：

某一化合物中兩種同位素豐度之比與另一種化合物的相應比值之商。定義為αa—b＝RA/RB。式中：RA為A物質的一種元素的同位素豐度之比；RB為B物質中同種元素的同位素豐度之比。

第二十八頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二α>1，表示A物質比B物質富重同位素，α<1表示富輕同位素。注意：

①

α只表示兩種物質間同一元素的同位素組成相對差別的程度，不涉及造成這種差別的原因；

②

只涉及到同一元素的同位素組成。（3）同位素分餾系數(α)與δ值的關系

根據δ的定義，可以分別寫出：δA=｛（RA—Rs）/

Rs｝×1000

δB=｛（RB—Rs）/

Rs｝×1000則

RA=｛（δA/1000）+1｝RS

RB=｛（δB/1000）+1｝RS

再由

αA-B=RA/RB=

（δA

+1000）/（δB

+1000）第二十九頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二6．同位素相對富集系數(Δ值)(1）Δ值也是用來表示兩種物質間同位素組成差別的程度。定義為：ΔA-B=δA-δB。

注意：①

同種元素的同位素組成的比較

②

絕對差。(2）

ΔA-B、αA-B和δA、δB之間的關系：

把αA-B兩邊取對數lnαA-B=ln(δA+1000)—ln(δB+1000)

再按麥克勞林對數冪公式展開，得出近似值：

103lnα(A-B)≈δA—δB=ΔA-B第三十頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二7．標準樣品及其值的換算：

①

SMOW：標準平均海水、H、O同位素國際標準。

②

V-SMOW(ViennaSMOW)，蒸餾海水和它量的其它水相混而成的。

③

Slap(StandardlightAntarcticPrecipitation)南極原始的粒雪樣品。

④

PDB(PeeDeeBelemnite)美國卡羅萊納州白堊系PeeDee組中擬箭石制成的CO2作為碳氧同位素標準，PDB的δ13C=0,δ18O=0。PDB的δ18OPDB與SMOW的δ18OSMOW之間的換算：

δ18OSMOW=1.03086δ18OPDB+30.86第三十一頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二

⑤

CDT(CanyonDiabloTroilite)美國亞利桑那州ComyonDiablo鐵隕石中隕硫鐵相的硫同位素組成，34S/32S=0.450045，δ34SCDT=0。

⑥

標準換算：

δ樣-標=δ樣-工+δ工-標+10-3δ樣-工·δ工-標

δ樣-標：以國際標準表示樣品的δ值；

δ樣-工：以工作標準表示樣品的δ值；δ工-標：以國際標準表示的工作標準的δ值。第三十二頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二

二、穩定同位素分類：1．輕質量穩定同位素：氫、氧、碳、硫

特點：（1）

同位素組成變化大；

（2）

同位素分餾的原因：在于元素的物理化學和生物作用。2．重質量數穩定同位素：鍶、釹、鉛等

特點：（1）同位素組成的變化相對小些；（2）同位素組成變化的原因，主要是由于它們的放射性母體同位素的衰變所引起的。第三十三頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二三、同位素的分餾機理(一）同位素的物理化學性質1．元素的核外電子層結構決定元素的化學性質，核的內部結構決定元素的物理性質：

同一元素的各種同位素由于質子數及核外電子層結構相同，所以它們的物理化學性質基本類似，但是由于中子數目不同，造成原子質量數的差異，因而，導致同一元素同位素之間在物理化學性質上的微小的差別。例如：熱力學性質的差異，運動及反應速度上的差異。

第三十四頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二2．同一元素的同位素質量數不同，由它的形成的不同化合物之間的物理化學性質存在差異。例如：水由氫、氧同位素可以組成9種同位素水分子類型，分子量為18的H216O分子在天然水的含量中占絕對優勢，而其它相對較重的同位素水分子則以不等的痕量形式存在。H2O和D218O的物理性質和分子量，密度、粘度以及一些熱力學性質，如：蒸汽壓、熔點、沸點、生成熱、焓等）都存在明顯的差別。(二）同位素質量的差異是引起自然界各種物質中同位素豐度變化最本質的原因：

第三十五頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二1．量子力學的研究表明，分子的能量包括電子能、平動能、轉動能和振動能。對于同一元素而言，各種同位素的核外電子層結構相同，電子能是相同的。平動能和轉動能、雖有不同，但差別很小，對于同位素豐度的變化，影響極小。但是同一元素的各種同位素由于質量數的差異，引起振動能的差別十分明顯，而振動能的大小卻與它們的振動頻率緊密相關。質量數大的、基態的振動頻率小，質量數小的，相應的振動頻率就大。這就從本質上決定了它們在運動、化學反應的速率、化合物鍵力強弱上的差別。第三十六頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二2．零點能的概念：不同的同位素組成的分子具有一些不連續的能級，其中最低的能級稱之零點能。在化學式相同的分子中，由輕同位素組成的分子的零點能較大，而由較重同位素組成的分子的零點能較小。這意味著含重同位素分子的基本振動頻率較低，要破壞一個含重同位素分子需要更多的能量。一般來說，同位素的分餾效應與分子的平動能、轉動能和振動能都有關，但與溫度有關的同位素分餾效應卻只取決于分子的振動能。例如：化學反應從本質上講是化學鍵的斷開和重新鍵合的過程。化學鍵的斷開，吸收能量。含輕同位素的分子比含重同位素的分子，相對吸取的能量小些，就能達到斷開之目的。這就導致同一溫度條件下產生了同位素分餾，而低溫下造成的分餾更為明顯。高溫下引起的同位素分餾相對小些。第三十七頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二（三）同位素分餾效應：

產生同位素分餾的各種作用統稱為同位素分餾效應。

根據同位素分餾的性質和原因分為兩大分餾類型：同位素熱力學分餾和同位素動力學分餾。

1.同位素熱力學分餾

處于同一體系中的不同化合物或物相，由于它們的輕、重同位素原子的熱力學性質(如內能、熱容等)不同，在環境因素的驅使下，可自動調整它們在各種化合物或物相中的輕重同位素原子的分配比，以最大限度降低系統的自由能，實現系統的穩定狀態。在不存在化學反應的前提下，調整(改變)各種化合物或不同物相中的輕重同位素原子分配比的過程，第三十八頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二稱為同位素交換反應。系統穩定時，導致輕重同位素原子在各化合物或物相中的分配的差異，稱為同位素熱力學平衡分餾。

（1）同位素交換反應：①同位素交換反應的方式：

AX0+BX*AX*+BX0X0、X*——分別代表某一元素的較輕同位素和較重同位素原子；A、B——分別代表參加交換反應的原子、原子團或分子數目。

例如：S18O42-+4H216O=S16O42-+4H218O第三十九頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二②

交換反應的特點：A.可逆反應；元素的各種同位素化學性質相同，只在不同化合物或物相之間產生輕重同位素原子或分子的重新分配，而不發生化學反應，交換前后系統中的同位素原子或分子的總數保持不變；B.交換只限于同一體系中，不同物相或化學組分的同一元素的不同同位素原子或分子，本質上是同位素原子或分子鍵的斷開和重新鍵合；C.交換有平衡和不平衡之分，在一定的條件下，反應總是朝著平衡的方向進行。當建立平衡后，平衡被“凍結”。當條件(環境)變化時，平衡有可能被破壞，又可能產生新的交換，去建立新的平衡。

第四十頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二(2）

同位素平衡常數（K）和同位素平衡分餾系數(α)的關系：

κ：同位素交換反應達到平衡時，交換前后的輕重同位素原子或分子的分配關系。

α：同位素交換達到平衡時，兩種物質之間同位素原子或分子的數量關系。(2)影響同位素交換速度的主要因素①溫度：T越高，交換速度越快，交換反應越易達到平衡；②化學成分：取決化學鍵的性質、鍵力弱的交換快；③晶體結構：晶體結構有序度高，堆積越緊密的，交換慢；④溶液的性質：不同性質的溶液對交換速度的影響很大。例如：NaCl溶液中交換速度慢（同離子效應）；而KCl溶液中，交換速度快（鹽效應）。第四十一頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二(3)在同位素交換達到平衡時，同位素分配的某些規律：①價態規律：

在熱液系統中，硫、碳同位素組成常常呈價態規律分布，即價態高的化合物富重同位素。

δ34S(SO42-)δ34S(SO2

)δ34S(S

)δ34S(S2-

)

+6價+4價0價-2價δ13C(c﹢)δ13C(c0)δ13C(c2-)δ13C(c4-)

+4價0價2價-4價

第四十二頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二②礦物序列規律：

A.400~850℃條件下，氫同位素交換平衡時，D富集的遞減系列為(Suzuoki,S.Epstein,1976):

白云母→金云母→硬柱石→綠泥石→角閃石→十字石→黑云母B.氧同位素在礦物中富集程度的遞降系列(S.Epstein和H.P.Taylor,1967;G.D.Garlick,1969;H.P.Taylor,1967)：

石英→白云母(硬石膏)→堿性長石、方解石、文石→石榴石→白云母、霞石→鈣長石、(藍晶石)→藍閃石(十字石)→硬柱石→石榴石、普通輝石、閃石→黑云母→橄欖石(榍石)→綠泥石→鈦鐵礦(黑紅石)→磁鐵礦(赤鐵礦)→燒綠石。第四十三頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二

C.

硫化物礦物中δ34S的遞降系列(D.J.Bachinski,1969)：

輝銅礦→黃鐵礦→閃鋅礦→磁黃鐵礦→黃銅礦→斑銅礦→硫鎘礦→銅蘭→方鉛礦→辰砂→輝銅礦→輝銻礦→輝鉍礦→輝銀礦。③同位素相對富集系列的出現同礦物本身的化學成分和晶體結構特征有關：

A.礦物D的富集系列主要取決礦物晶體結構中八次配位體的陽離子成分，即在各種含氫與具有相同氫同位素組成的水處于平衡的條件下，Al-OH鍵型礦物明顯富含D，Mg-OH鍵型礦物比Al-OH鍵型礦物的δD值低6‰，Fe-OH鍵型礦物比Al-OH鍵型礦物及δD低70‰左右；第四十四頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二B.18O的富集系列與礦物的晶體結構或不同鍵位與18O的親合力的大小有關：Si-O-SiSi-O-AlSi-O-Mg

石英

鈣長石

橄欖石

δ18O(富

貧)|←

低2‰

→|←

低2‰→|2.同位素動力學分餾不同的同位素組成的分子具有不同的質量，由此而引起擴散速度、化學反應速度上的差異，由這些差異所產生的分餾效應稱之為同位素動力學分餾。第四十五頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二(1)同位素動力分餾的主要方式：①擴散過程中的動力分餾：v1

/v2=√(m2/m1)根據能量守恒：分子的擴散速度與其質量的平方根成反比。例如：CO2氣體在擴散時，質量分別為46和44的CO2的動力分餾是1.022。擴散作用可以存在于氣、液、固三種狀態中，其中以氣體中所引起的動力分餾最明顯。

②氧化還原反應中的動力同位素分餾

氧化還原反應過程是一個不可逆的化學過程。在這一過程中，由于不同的同位素組成的分子參與反應的速度不同而引起同位素分餾。反應速度的差別越大，所引起的動力分餾越明顯。第四十六頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二A.硫化物的氧化反應：

硫化物氧化成硫酸鹽的反應中，有兩種不同的反應速度，即H232Sk1

32SO42-H234Sk2

34SO42-由于硫化氫或硫化物的氧化作用在低溫條件下反應速度也很快，因而，它所引起的動力同位素分餾很小，分餾系數接近1。所以，由硫化物氧化而形成的硫酸鹽，其δ34S與原始的硫化物的δ34S接近相等。

例如：礦石硫化物與礦坑水的SO42-之間，某些溫泉水的H2S與SO42-之間，及表生硫酸鹽和內生硫化物之間的δ34S十分相似。因而，根據表生硫酸鹽與同生硫化物的δ34S相似，內生硫酸鹽比內生硫化物的δ34S大得多的特征去區分表生硫酸鹽與內生硫酸鹽。第四十七頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二但是，要注意的是：在成礦溶液氧化過程中常引起內生硫酸鹽礦物的δ34S值發生變化。例如：在成礦溶液中，硫化物和硫酸鹽在250℃時已達同位素平衡，SO42-的δ34S為25‰，H2S的δ34S為0‰。如果在成礦時期內或稍前，H2S被部分氧化成SO42-，其結果硫化物的δ34S穩定不變(0‰左右)，而SO42-的δ34S變化很大，變化的程度取決于成礦溶液的初始氧化程度和終結氧化程度。B.硫化物的水解：黃鐵礦和磁黃鐵礦是火成巖和沉積巖中最常見的礦物。溫度升高時，容易發生水解，為成礦溶液提供硫源。水解反應如下：第四十八頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二a.6FeS2+11H2O→3Fe2O3+11H2S+SO2(水淋濾)b.3Fes2+2H2O+6H+→3Fe2++5H2S+SO2

（酸溶液分解）a反應類型(在溫度為350-550℃時)所產生的H2S的δ34S值與黃鐵礦的δ34S相差1-3‰；而b反應類型(100℃時)產生的H2S的δ34S值與黃鐵礦的δ34S值相差-1.0‰。

C.

硫酸鹽的還原：a.無機還原：這種作用出現在海底火山活動或海水通過熱的火山巖并在其中循環過程中，或在深部高溫條件下，硫酸鹽離子與巖石中的Fe2+反應而還原為H2S。實驗證明，δ34S值為20‰的海水通過上述方式還原的H2S的δ34S在-5~20‰之間。第四十九頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二b.有機還原作用：

在地表和近地表的條件下，細菌還原硫酸鹽的作用普遍存在。這種有機還原作用，可以引起明顯的動力同位素分餾，對于硫同位素的組成影響很大，變化范圍很寬。細菌還原硫酸鹽的機理：

-3‰ATP25‰25‰

000H+

SO42-SO42-APS

H+Fe+

SO32-

H2S

（外部）（內部）A．細菌吸收SO42-(有機絡合)，分餾不超過2.8‰；B．SO42-與ATP(三磷酸先甘)反應形成APS(脈甘-5-磷硫酸鹽)和焦磷酸鹽，分餾很小；ADCBE第五十頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二C．APS與H+、Fe2+反應還原為亞硫酸鹽，在25℃時，可以產生25‰的分餾；D．SO32-與H+或Fe2+反應，可以產生明顯的分餾。

每一步均可產生一定程度的分餾，但大的分餾效應都與S—O鍵的斷裂反應步驟有關。總的分餾，在一定條件達60‰以上。③光合作用引起的動力分餾6CO2+6H2O→C6H12O6+6O2

光合作用的結果使植物中12C明顯富集，而剩余的CO2相對富13C。

大氣CO2的δ13C平均值大約為-6‰左右，植物的δ13C大約是-25‰。第五十一頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二光合作用所引起的碳同位素分餾模式：

第一步：在光合作用期間，植物優先從大氣中吸收12CO2，平均分餾達-7‰；

第二步：植物優先溶解含12C的CO2，并轉換為磷酸甘油酸，其分餾程度依賴于CO2的利用率，如果全部利用，則分餾為0，部分利用引起的分餾最高達-17‰。兩步總分餾達-24‰。(2)同位素動力學分餾中的開放和封閉系統①開放系統：反應物的消耗與供給大致相等或消耗少于供給的體系。在滯水中，由于垂直混合不充分，導致水體缺氧。開始時，硫酸鹽的還原細菌生長很快，但產生的H2S會很快超過這種細菌安全生存的限量，而抑制細菌的繁殖速度，于是還原速度就減慢，造成反應物和生成物的明顯分餾。如：海洋深部，海水SO42-與沉積物中的S2-。第五十二頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二②封閉系統：反應物的補給速度遠遠小于反應速度的體系。

分兩種情況：一種對反應產物開放，如：H2S的去氣和金屬硫化物的沉淀。反應產物開始時最大富32S，隨著反應的進行，δ34S逐漸增大，反應結束時，反應產物的δ34S值大大超過硫酸鹽的原始δ34S值。但是反應產物δ34S值隨時間變化的曲線較為平緩。另一種對反應產物封閉：反應產物生成后，沒有與系統脫離。開始時，反應產物貧34S，隨后逐步升高，反應結束時，接近或等于SO42-的δ34S值。反應產物δ34S值對時間的曲線要陡些。第五十三頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二(3)動力同位素分餾的特點：

①

單相不同可逆反應；

②

反應物和反應產物之間不發生同位素交換；

③

伴隨化學反應和物相的轉變；

④

動力分餾不僅與同位素分子的反應速度有關，而且與初始反應物的消耗程度有關，即儲存效應；

⑤

反應產物優先富輕同位素。

第五十四頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二二、天然水的氫氧同位素組成及分布特征第五十五頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二

天然水按其成因分為兩大類型：內生水和表生水㈠內生水1.初生水：來源于地幔，作為與正常鐵鎂質巖漿(δD=75±10‰，δ18O=6±0.5‰,Taylor,1979)在1200℃時處于同位素平衡的水而定義的。初生水的估計值為：δD=-65±20‰,δ18O=6±1‰。2.巖漿水：系指從巖漿熔融體中分離出來的水或是在巖漿溫度下(大約700~1100℃)與巖漿系統或火成巖保持化學和同位素平衡的一種溶液。可以源于初生水，也可能來源于重熔的沉積巖和火成巖。第五十六頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二通常估計巖漿水的δ值的一種做法是，分別將10‰和1‰加到花崗巖的δD和δ18O值上。這是因為它們是通過角閃石—水和長石—水在800℃時的氫和氧的平衡分餾方程計算所得的。巖漿水的典型值：δD=-75~-30‰；δ18O=7~13‰(Homoto,1985)3.變質水：⑴變質水的同位素組成：變質水系指在300~600℃的變質溫度條件下，與遭受脫水作用的變質巖達到同位素平衡時的水。其δD值變化較小為-20~-65‰，δ18O變化較大，為5~2.5‰。第五十七頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二⑵特點：①由于同位素分餾系數與溫度相關，因為礦物比流體(H2O)貧D富18O，所以低溫變質水通常δD值高，δ18O值低，而較高溫度的變質水具有較低的δD值，較高的δ18O值；

②

受變質源巖的同位素組成的影響大，δD值的影響不明顯，但對δ18O影響大；例如變質沉積巖中，變質水的δ18O要高于變質火成巖，其δ18O值為10~14‰，在富18O的大理巖中，變質水的δ18O值高達17~24‰。第五十八頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二③變質水的δ值還受地其來源水的同位素組成，來源于雨水的變質水的δ18O值，要比來源于巖漿水的變質水的δ18O值一般要低些。例如變質沉積巖中，變質水的δ18O要高于變質火成巖，其δ18O值為10~14‰，在富18O的大理巖中，變質水的δ18O值高達17~24‰。

4．各種內生水的同位素組成的確定方法：

（1）

直接測量各類巖漿礦物中的原生液態包體水的同位素組成；

（2）測定各類巖漿礦物的同位素組成，再利用其它方法測得的溫度資料，按礦物—水的分餾方程來計算各類水的同位素組成第五十九頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二（二）表生水：1．海水：海水占全球水圈總量的97%，它直接參與各種地質作用，并控制著全球大氣降水的同位素組成的分布和演化。

⑴海水的同位素組成：海洋水的H、O同位素組成很穩定，同位素組成隨深度和緯度的變化δD為4‰，δ18O約為0.3‰。①深層海水的氫、氧同位素分布特點：A.北半球＞南半球B.北冰洋的同位素組成很均一，明顯區別于北大西洋深層水C.北半球大西洋海水的同位素組成變化很大。

第六十頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二D.印度洋、太平洋深層水的同位素組成很均一。南部高緯度地區→低緯度地區，同位素組成逐步變重。E.太平洋、大西洋與南極圈有類似的同位素組成。F.太平洋海溝深處的水比整個太平洋深層水富18OG.深層海洋水的δD和δ18O大致有如下關系δD=nδ18On≈10。隨地區有些變化。②表層海水的H、O分布特點：第六十一頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二A.不同緯度地區變化大：兩極（輕）、赤道（重）。B.δD=nδ18On明顯受控于地區性的蒸發和降雨量。C.同位素組成與緯度存在相關關系，但其相關線的斜率隨地區而異。⑶影響海水H、O同位素組成的因素：A.冰雪堆積和融化B.地幔水的加入C.海相自生相礦物的形成D.海水與洋殼巖石的同位素交換E.地表水的回流F.海底地下水徑流第六十二頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二２.大氣降水

大氣降水的氫氧同位素組成有三個重要特征：

①δD－δ１８Ｏ值之間呈線型變化；

②大多數地區大氣降水的δＤ和δ１８Ｏ為負值；

③δ值與所處地理位置有關，并隨離蒸氣源的距離的增加而變負。

全球性或區域性的大氣降水的同位素組成的分布是很有規律的。全球降水的平均δＤ值為-22‰，δ１８Ｏ值為-4‰。地球兩極地區的降水最貧重同位素，δＤ值為-308‰第六十三頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二

Craig,1963)。在干旱地區的封閉盆地中，水最富重同位素，δＤ值為129.4‰，δ１８Ｏ值為30.80‰（Fontes和Gonfiantini，1967）。云蒸氣和大氣降水的同位素變化很大，隨空間、時間而異。大氣降水的同位素組成及其變化規律是研究地下水的最重要的基礎資料。（１）降水方程

由于在蒸發和凝結過程中的同位素分餾，使大氣降水的氫氧同位素組成出現了線性相關的變化。這一規律最早是由Craig(1961)在研究北美大陸降水時發現的，并把這一規律用數學式表示為：第六十四頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二δＤ＝８δ18Ｏ＋１０這就是降水方程，又稱之為Craig方程全球觀測站的資料，用加權和不加權處理得：δＤ＝(８.12+0.077)δ１８Ｏ＋(9.20+0.53)世界各地不同地區的降水方程往往偏離全球性方程，方程中的斜率和截距都有不同程度的變化。第六十五頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二（２）氘過量參數(d)和降水線斜率(s)的變化氘過量參數亦稱氘盈余。同全球性降水方程相比，任何地區的大氣降水，都可以計算出一個氘的過量參數d，d被定義為d=δＤ-８δ１８Ｏ(Dansgaard,1984)。的值的大小相當于該地區的降水線斜率ΔδＤ／Δδ１８Ｏ為8時的截距，用以表示蒸發過程的不平衡程度。影響氘過量參數d的因素的定量研究非常復雜，它的變化完全依賴于水的蒸發凝結過程中的同位素分餾的實際條件，目前，僅了解到某些局部的規律。第六十六頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二①.海水在平衡條件下蒸發：大部分島嶼和濱海地區，海面上的飽和蒸氣與海水處于同位素平衡狀態，這時的d值接近于0。但是當海洋高空不平衡蒸氣與海面附近的飽和層蒸氣相混合產生降水時，d值變小，有時出現負值；②海水蒸發速度快，不平衡蒸發非常強烈，空氣相對濕度低的地區，如東地中海地區，發現了降水中最大的氚過量參數，其d值高達37‰。某些局部的海洋蒸氣源，如波斯灣、紅海、黑海等地，也見有偏高的d值。降水線斜率s變化情況的研究也有待于深入。W.Dansgaard(1964)根據北大西洋沿岸（溫帶和寒第六十七頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二帶）的資料指出，降水的同位素溫度梯度為：dδ１８Ｏ/dt≈0.69‰/℃，dδＤ/dt≈5.6‰/℃，降水的斜率接近于8。熱帶和亞熱帶的島嶼地區，降水線斜率的典型值為4.6-6。降雨量少而蒸發作用強烈的干旱和半干旱地區，其斜率大都小于8。斜率大于8的情況少見。第六十八頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二（３）δＤ-－δ１８Ｏ圖型根據降水方程，在δＤ－δ１８Ｏ平面圖中用來表示降水的δＤ－δ１８Ｏ關系變化的直線，稱之為降水線。除全球降水線外，不同地區都有反映各自降水規律的降水線。為了更確切地了解一個地區的降水規律，有時，特別是在干旱或半干旱地區，可以得到一條斜率小于全球降水線或大區域降水線，為了便于區別，我們常把它稱之為蒸發線。δＤ－δ１８Ｏ的圖形可以直觀地得到以下規律：第六十九頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二①溫度低、寒冷季節、遠離蒸氣源的內陸、海拔高度高、或高續度區的大氣降水的同位素組成，一般落花流水在降水線的左下方：反之其降水的同位素組成落在降水線的右上方。②偏離全球降水線或大區域降水線，斜率較小的蒸發線（或地區降水線），則落在它們的右下方。斜率越小，偏離降水線越遠，并反映其蒸發作用越強烈。③蒸發線和降水線的交點，可近似反映出蒸氣源水的原始平均同位素組成。④兩種不同端元水的混合，例如，經蒸發的水第七十頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二與雨水的混合水體，其同位素組成落在該水的蒸發線和雨水線之間的區域內，它與兩各端元水的距離，可近似地反映其混合量。（４）大氣降水的氫氧同位素組成及分布規律大氣降水的氫氧同位素組成的分布很有規律，它主要受蒸發和凝結作用所制約。具體地說，降水的同西半球素組成與地理和氣候因素存在直接的關系。Y.Yurtsever(1975)利用降水的平均同位素組成與緯度、高度、溫度和降雨量作多元回歸分析，其線性方程為：δ１８Ｏ=a0+a1T+a2P+a3L+a4A第七十一頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二δ１８Ｏ值與Ｔ的相關系數為0.815，與Ｐ為0.303，與Ｌ為-0.722，與Ａ為0.0007。由于大多數觀測站的高程都低，相差不大，所以高度效應不明顯。但是，總的趨勢表明，這些因素均可影響降水的平均同位素組成，其中溫度的影響占主導地位。①溫度效應大氣降水的平均同位素組成與溫度存在著正相關關系。Dansgaard(1964)根據北大西洋沿海地區的資料得出，在中－高緯度濱海地區，降水的年平均加權δ值與年平均氣溫（t）關系為：第七十二頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二δ１８Ｏ=0.695t-13.6δD=5.61t-100Y.Yurtsever(1975)利用北半球的Thule.Groenedal.Nord和Vienna等地363個月的觀測資料，獲得降水的δ１８Ｏ和朋平均溫度的關系為：δ１８Ｏ=(0.521±0.014)t-(14.96±0.21)‰r=0.893大氣降水的同位素組成與當地氣溫的關系密切，且呈正相關變化。但是，這種相關變化在不同地區其變化程度相差很大。第七十三頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二②緯度效應大氣降水的平均同位素組成與緯度的變化存在著相關關系（圖4-6）。從低緯度到高緯度，降水的重同位素逐漸貧化。緯度誑應主要是溫度和蒸氣團運移過程同位素瑞利分餾的綜合發映。北美大陸大氣降水的緯度效應（Yurtsever,1975）為緯度每增加一度δ１８Ｏ值減少0.5‰。我國東北地區大氣降水的緯度效應為：δ１８Ｏ=-0.24NL0+0.04(r=0.945)δD=-1.84NL0+6.88(r=0.9508)式中NL0為北緯度。第七十四頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二③高度效應大氣降水的δ值隨地形高程增加而降低僑匯之高度效應，它的大小隨地區的氣候和地形條件不同而異。世界各地大氣降水的高度效應的差異程度甚大。我國有關大氣降水同西半球素高度效應的研究事例很多，最典型的是于津生等人(1980)有關西藏東部及川黔西部大氣降水的δ１８Ｏ值與海拔高度的關系(圖4-7)。在同位素水文地質研究中，常常借助于研究區內大氣降水的同位素高度效應，推測地下水補給區的位置和高度。第七十五頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二④大陸效應降水的同位素組成隨遠離海岸線而逐步降低，這一現象稱之為大陸效應。這一情況與潮濕氣團在遷移過程中凝結降雨引起的同位素分餾效應有關。Polyakov和Kolesnikova(1978)指出，年平均溫度低于20℃的地區，年降水的平均同位素組成與海岸線距離（L）的關系為：δD=8δ１８Ｏ+10+0.7L2‰第七十六頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二⑤降雨量效應大氣降水的平均同位素組成是空氣濕度的函數，因此，雨水的平均同位素組成與當地降雨量存在某種相關關系。根據IAEA的統計，赤道附近的島嶼地區雨量和δ１８Ｏ之間的關系為：δ１８Ｏ=(-0.015±0.0024)P－(0.047±0.419)r=0.874式中：Ｐ為月平均降雨量（mm）。產生降雨量效應的主要原因，可能與雨滴降落過程中的蒸發效應和與環境水蒸氣的交換有關（Ehhait等，1963；Stowart,1975）。第七十七頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二⑥季節性效應地球上任何一個地區的大氣降水的同位素組成都存在季節性變化，夏季的δ值高，冬季低，這一現象稱之為季節性效應。各地降水δ值的季節性差異程度也不盡相同。一般而言，內陸地區的季節性變化較大。例如，奧地利維也納。第七十八頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二２.河水及湖泊水（１）河水大多數河流具有兩種主要補給源：大氣降水和地下水。不同地區、不同地點、不同季節，它們對一條河流的補給量也是不相同的。大氣降水形成徑流占優勢的小河水系中，水的同位素組成反映大氣降水的特征，這些水具有明顯的季節性變化。大河水系的同位素組成變化特點與只雷同，但由于大河水系是由源頭和一系列支流匯集而成的，所以水的同位素組成變化要復雜得多，并且水的同位素季節性變化幅度在一定程度上受到了均一化作用的影響。第七十九頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二高山區的徑流往往依賴與冰雪的熔融，這種成因的小河流的同位素組成也顯示出季節性變化，但其季節性變化恰恰與大氣降水的情況相反，在夏季時，冬季儲存的大量冰雪逐步融化，融水與夏季降雨相比相對貧同位素D和１８Ｏ，甚至低于冬季降雨。例如意大利的阿的治(Adiqe)河，冬季河水的δ１８Ｏ值為－11.4‰，夏季為－22.21‰。這種與大氣降水相反的同位素季節效應，乃是冰雪融水成因的河水同位素組成一個重要特征。不僅如此，緯度和氣候因素對河流水系的同位素組成也會造成明顯的影響。上述因素的綜合影響，常常造成在一條大河水系中，從源頭到各支流的下流，水的同位素組成的變化具有某種明顯的規律性。第八十頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二（２）湖泊水湖水的同位素組成與水源的補給類型和湖泊所處的地理位置、自然環境條件緊密相關。湖水的補給，可以源與降水、河水、地下水。在靠近海洋地區，還可以由海水補給。這些不同類型的補給源，都可以給湖泊水的同位素帶來差異。在大多數湖泊中，湖水直接或間接來源于大氣降水，所以它在很大程度上受大氣降水的同位素分布規律所支配，象大氣降水一樣，湖水的同位素組成存在季節性變化，緯度效應、大陸效應和高度效應。但是，實際湖水的同位素組成并不完全等于第八十一頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二原始補給水的同位素組成，由于蒸發作用的影響，都在一定程度上相對富集重同位素，這一現象尤其在緯度低的干旱地帶的內陸湖泊中最為突出。在δＤ－δ１８Ｏ圖中，大多數湖泊水的同位素組成落在“蒸發線”上。部分蒸發的湖水不僅δ值比補給水要大些，而且以低的氘過量參數（d）為特點。在一些大而深的湖泊中，由于缺乏混合，不僅在湖的表層水中出現不均勻，而且在垂直帶上湖水的同位素組成常常呈季節性或永久性的成層分布現象。第八十二頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二

3.冰川水：(1)

冰川的一些基本概念：①

極地冰川：分布于兩極、貫穿整個冰團的溫度保持在熔點以下；②

溫和冰川：分布于兩極以外，冰團的溫度保持在壓熔點內；③

冰川的結構：上部積雪層壓力小結構同位素變化幅度大粒雪 ↓↓↓冰大緊密小三者之間在成因上關系緊密，冰川粒雪及冰的同位素組成受制于表層降雪，雪的保存狀態以及后期的同位素交換的程度。第八十三頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二④根據表層積雪是否被溶融及溶融水下滲透層的程度分三個帶：干雪帶：不產生雪的溶融，也沒有溶融水下滲的地帶；滲透帶：產生了一些表面的溶融，溶雪水滲入雪層一段距離，又重新凍結起來的地帶；浸泡帶：溶融水滲入到整個年度雪層內，即前一冬季的積雪層內，在緊接的夏季，乃至深秋季的溫度上升到0℃的地帶。第八十四頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二（2）極地冰川的同位素變化①冰巖心的同位素變化規律：深度同位素組成小波長復雜幅度大↓↓縮短↓簡單平滑↓大↓消失消失小δ高——夏季雪、δ低——冬季雪第八十五頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二②影響極地冰川巖心中同位素組成變化的因素：A.

積雪層最上部的雪漂移；

B.冰川上部與空氣相交的界面上大氣壓強的變化引起粒雪蒸氣的垂直向上運動，造成蒸氣相之間的同位素交換，這種作用在積雪層的上部異常活躍；C.粒雪層內蒸氣相的擴散，引起粒雪內的垂直交換，這主要存在于粒雪臨界深度的層位；D.

粒雪層內，當空隙被完全封閉后，唯一的影響只是固體冰中的慢擴散。有時，在暖活季節，表面上稍有一點溶融就可能在粒雪中形成冰層，從而封閉了下部粒雪蒸氣向上的通道，進而妨礙了垂直運動引起的質量交換，這就是CampCentury深度為776米冰巖心中出現異常高的δ幅度季節性變化的原因。第八十六頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二在極地冰川的固體冰中，分子擴散是引起冰的強度變化的唯一因素，垂直擴散作用可用下列方程描述：公式見：P112

D——擴散系數；X——冰的深度按振動理論，這一公式反映了波長隨時間呈指數遞減的關系。第八十七頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二③

溫和冰川的同位素組成的變化特點：儲存雪常常受到溶融和水滲透作用的影響，在發生同位素完全均質化時，保存的粒雪變得富重同位素。A.當冰區的夏季降雨比冬季降雨富重同位素組成時，其同位素均質作用和粒雪的重同位素富集是雨水的凍結，夏季降雨的滲透和粒雪裂縫中俘獲了夏季雨水的緣故；B.冬季雪和夏季雨水的同位素組成幾乎沒有差別時，如溫和海洋性氣候的冰川地區，其粒雪的重同位素原因是因液相之間的同位素交換（見P114表4—1的同位素平衡分餾系數）；第八十八頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二C.定量研究溫和冰川學溶融及同位素組成的關系（P117圖4—4）結果：先融化為雪的水富輕同位素的組成。④冰雪排泄水的同位素變化及水組成分析夏季雨水經歷冰—水交換的粒雪的水表層雪的水地下水D高高低低T高低相對高些高

冰川河水的變化規律的分析：早上：高T、低D下午：低T、高D晚夏：T低、D高寒冷季節：T高、D低第八十九頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二4.地下水的同位素組成

⑴非飽和地帶水的補給及其同位素特征①包氣帶中的水及補給A.根據雨水中的氚濃度估計地下水年齡與降水的入滲速率。在地面水入滲的研究中，首先要評定水體在不同入滲處的滯留時間，但是實際上這種入滲水在各點的分布是不均勻的，而是各種不同年齡水混合而成的。因此需要查明入滲水的年齡分布，并模擬成各種模型：活塞型、指數模型、彌散模型、經驗估計等。第九十頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二

B.根據土址中核爆炸氚的時間標志層（53—54、63—64核爆炸氚商降）或者根據地下水中核爆氚的輸入總量與地下水補給率成正比的總則確定降水實際補給地下水的平均份額（地下水的補給率）。a.搜集降雨氚濃度求計算取樣點土址表層的氚輸入。b.采集水址水樣，測得體積水量和氚濃度。c.弄清水間土址剖面的輸入機理進而選擇水流模型。第九十一頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二

d.根據模型氚剖面和實測氚剖面的對比計算地下水年平均補給量。經驗公式：R=0.5（Pw－C)R—年補給量；Pw—4～9月降雨量；C—常數；通過調整C及求解輸入到各種模型的一組R值，求得每年降雨對氚濃度的加權值，在計算年平均補給量時，必須使所取的C值能夠使氚的模型剖面與實測剖面達到最大限度的擬合。第九十二頁，共一百零四頁，編輯于2023年，星期二e.測定保持在土址剖面里的氚總量。MAR（年平均補給量）=[∫TS(x)Q(x)dx－∑(P－E)nTp(n)]Ts(x)—土址中的氚濃度Q(x)—地表以下x深度的體積含水量A—深度的積水界線P—降雨量E—蒸發量TP(n)—每月降雨氚濃度