1.氚的起源
氖（3H或T）是氢元素的一种放射性同位素，其半衰期T1/2=12.623 a，原子量为3.016049。天然水中氖的浓度单位为“氖单位”，其代号为“TU”（tritium unit）。一个TU被定义为1 TU=1个氖原子/1018个氢原子，即在1018个氢原子中有一个氖原子。
氖在高空生成后，很快氧化成含氖水分子，成为大气水的组成部分，参与自然界的水循环。因此，氖是研究地下水现代渗入起源的理想示踪剂。
天然水中的氖主要有两种起源：天然氖和人工核爆氖。
（1）天然氖
高空宇宙射线与稳定的氧、氮作用产生：
水文地球化学基础
水文地球化学基础
式中：β—为电子流；γ—为光子流。
氖的产生与衰变可达到平衡。生成的氖氧化后形成氖水，然后以降水的形式降到地表，形成地表径流或进入地下水。
（2）人工氖
人工氖主要由空中热核试验产生，1952～1962年是热核试验的高峰期，产生大量的人工氖破坏了天然氖的平衡，例如：热核试验前，北半球大气降水中氖的含量为5～10 TU，而1963年北半球大气降水中氖的含量可达到数千氖单位。1963年后，空中核试验减少，大气降水中氖的浓度也减少。
与天然氖一样，人工氖氧化后形成氖水，同样以大气降水的形式降到地表形成地表径流或进入地下水中。
在环境同位素中，氖同位素的利用最早、最广泛。天然的氖同位素是宇宙线的中子和大气中的氮原子发生核反应，在大气层的上部形成，主要以HTO形式在自然界循环。天然水的氖浓度通常大约为10 TU。但由于1952年开始的世界各地核试验的影响，1953年起降水中的氖的浓度急剧增长，如图4—4所示，在1963年达到最高值，降水的氖浓度高达天然浓度的100～1000倍。随后，由于国际公约核试验的禁止，降水的氖浓度逐渐以指数形式递减，到1990年基本恢复到了天然水的浓度。氖同位素含量变化的大气降水，补给陆地表层系统中的土壤水、地表水和地下水后，这些水的氖同位素浓度必将发生大的变化。利用这些特点可以追踪水循环机理。另外，由于氖是放射性同位素，利用其衰减周期可以推算50年内水的年龄。滞留时间是研究水循环的基本概念，一旦算出滞留时间，就可以推算流域水资源的储存量、补给量及流出量。鉴于上述特征，氖同位素被认为是具有“时间情报”的示踪剂。
图4—4 东京和筑波大气降水的氖同位素变化
（据宋献方等，2002）
2.天然水中氚的分布特征
（1）大气降水
大气降水中的氖浓度具有以下分布特征：
季节效应 大气降水中的氖浓度具有明显的季节性变化特征，最大浓度一般出现在6～7月份，最小浓度在11～12月，这一点与δ18O、δD的分布规律一致。
大陆效应 对于同一纬度来说，靠近海洋的地区大气降水中氖的含量低于内陆地区，这一点与δ18O、δD的分布规律不一致。例如，沿海的烟台大气降水氖值为20 TU，到内地开封大气降水氖值为55 TU，就是受海洋上空贫氖的蒸汽的稀释，使烟台大气降水中氖值降低。
纬度效应 高纬度地区的氖含量高于低纬度地区。赤道氖值最低，两极最高，这一点与δ18O、δ2D的分布规律不一致。原因是：随纬度增高，中子流增高，产生的氖增加。例如，东南沿海降水中氖值为30 TU，往北到北京地区降水中氖值达到200 TU。
高程效应 大气降水中氖的含量随高程增加而增加，这一点与δ18O、δD的分布规律不一致。例如，瑞士泽尔马特地区，不同高程降雪的氖值为：T=289±48 TU（1620m），T=564±85 TU（3400m）。
雨量效应 同纬度地区，大气降水值随降水量的增加而减少，这一点与δ18O、δD的分布规律一致。
（2）地下水
地下水中的氖值及其变化取决于含水层的补给来源、埋藏条件及径流条件。
潜水和浅层的承压水属现代循环水，一般都有较高的氖值（30～40 TU）。而深层承压水不含或含极少的氖值（＜1 TU）。
现代循环地下水中氖值有以下特点：
1）氖值低于同期大气降水，其动态变化与补给来源有关，具有滞后变化现象。
2）在均质含水层中，地下水的氖值随深度的增加而减少，呈现出明显的垂直分带。
3）径流条件好的含水层中，地下水的氖值往往高于径流条件差的含水层中的氖值。
3.根据氚同位素确定地下水年龄
（1）根据衰变定律计算
由式（4—16）定量地计算地下水的绝对年龄并不是不可能。但由于以下原因，往往使这种计算难以取得较好的效果：①对于某一个地区来说，常缺乏氖的输入资料（氖含量的初始值a0），为了解决这一问题，常见的做法是用距该地区最近的观测站的资料，这种处理方法本身就带有一定误差；②在补给地下水之前，入渗的大气降水在包气带中进行了充分的混合，因此氖含量的初始值a0需要使用各次降水的加权平均值，这又使得地下水绝对年龄的计算进一步复杂化。
（2）定性方法
人们常根据大气降水中氖含量的变化特征，采用表4—2 所列的方法来估计地下水年龄。
表4—2 建立在氚含量基础上的地下水的近似年龄
（据Clark等，1997）
（3）根据氖衰变过程中所形成的氦含量计算地下水的绝对年龄
根据式（4—14），初始含量为3H0的氖，经过t时间后其剩余含量为：
水文地球化学基础
经过t时间后，由氖的衰变所形成的氦含量（3Het）就等于氖的初始含量与氖的剩余含量之差，即：
水文地球化学基础
由式（4—17）得：
水文地球化学基础
将式（4—19）代入式（4—18）得：
水文地球化学基础
氦的含量也用氖单位来表示。一般情况下，样品中的氦同时包括了天然大气氦以及由氖的衰变所形成的氦。对样品中来源于天然大气氦的那部分进行校正后，地下水的年龄便可使用下式来进行计算：
水文地球化学基础
该方法的优点是避免了对初始氖含量进行估计，其弊端是3He既不易取样又不易检测。
4.氚在水文地质中的应用
氖在大气层中形成氖水后遍布整个大气圈，对现代环境水起着标记作用。因此，利用氖可以计算50 a以内地下水的年龄，研究地下水的补给、排泄、径流条件，探索地下水成因，确定地表水与地下水之间的水力联系，测定水文地质参数等。在研究地下水的运动和弥散机制时，氖又是非常理想的示踪剂。
（1）计算地下水的年龄
氖是氢的放射性同位素。若大气降水输入含水层后，氖含量只按放射性衰变定律而减少时，原则上可根据含水层输出的氖含量计算地下水的年龄：
水文地球化学基础
式中：A0为补给区降水输入的氖含量；A为排泄点地下水输出的氖含量；t为地下水的年龄。
但是，由于人工核试验破坏了氖的自然平衡，再加上含水层的埋藏条件十分复杂，因而降水输入含水层的氖含量在时间和空间上有很大变化，要想正确地确定原始氖输入量（A0）比较困难。尤其我国缺乏 1952年以来降水中氖含量的长期观测记录，更难以得到原始氖输入量的直接数据。此外，地下水在径流过程中还可能发生弥散和混合作用，因而地下水的氖含量与地下水贮留时间之间的关系也会发生改变。
（2）确定地下水与地表水之间的联系
对比地下水和地表水（或大气降水）中的氖含量及其动态，可以判断它们相互间的补给关系、研究地下水的来源及径流途径，在某些情况下，还可以进行补给量（混合量）的计算。
（3）解决工程地质中的渗漏问题
在工程地质勘测中，氖可以作为寻找渗漏通道的有效天然示踪剂。如果地下水的氖含量与其补给区降水的氖含量及其变化趋势基本一致，说明含水层与地表水有较通畅的水力联系，尤其在岩溶地区氖示踪应用较广泛。
