0　引言

沿岸（湖）地下水排泄是湖岸带水陆相互作用的重要过程，但地下水向湖排泄没有河水那么明显，以往地下水排放通量通常采用水文方法估算，即通过计算蒸发、降水以及地表径流量来推算地下水排放通量，此方法无法获得地下水排放过程的详细信息。Ra作为一种天然放射性元素具有4种同位素，分别为²²³Ra:11.4 d;²²⁴Ra:3.17 d;²²⁶Ra:1 600 a;²²⁸Ra:5.7 a。由于其具有不同的半衰期,镭同位素可用来研究不同时空尺度的海洋学过程^[1]。BOLLINGER等^[2]通过同位素²²⁴Ra求得盐沼泽沉积物间隙水和上覆水体的交换时间。TODD等^[3]研究了Savannah 河口表层水体²²⁴Ra 随盐度和深度的变化。WEBSTER等^[4]通过研究Bega河口区的²²⁴Ra，获得了沉积物间隙水的交换深度。1989年，NOZAKI^[5]提出一种针对表层局部水域的地球化学模型——镭同位素质量平衡模型，并以此计算了我国黄海、东海海陆架水体的停留时间为2~3 a。之后，MOORE^[6,7]提出了另一种估算SGD通量的模型——水平涡动扩散模型，并估算了处于Cape Fear river与Savannah river之间的南大西洋海湾的SGD通量。

镭同位素示踪技术一般应用于河口、海湾、泄湖等沿海区域，针对湖泊沿岸地下水排放的示踪研究相对较少。随着人类活动的加剧，青海湖水体的富营养化等环境问题日益凸显，本文利用Ra同位素示踪研究青海湖金沙湾镭同位素的空间分布特征，并首次考虑大气降水的镭同位素输入，以期获得金沙湾沿岸间隙水与湖水的交换信息，并尝试计算金沙湾沿岸地下水的排泄通量，进而了解地下水排放对青海湖生物地球化学过程的影响。

1　研究区概况

青海湖地处青藏高原东北部，位于99°36′E~100°16′E，36°32′N~37°15′N，是中国最大的内陆湖泊。金沙湾是青海湖湖水退缩分离出的子湖，呈椭圆形，位于青海湖东缘，湖泊面积112.5 km²。目前，金沙湾与青海湖有一条通道相连^[8,9]，其周边无河流输入。研究区雨量偏少，雨热同季，干湿季分明，年均降雨量在319~395 mm，降雨主要集中在6—9月，约占全年降雨量的80%。

本区地下水的赋存条件与分布规律主要受区域地形地貌、地层岩性、地质构造、气象水文等自然因素的影响。地形、地貌和含水层岩性结构决定了该区发育有不同等级的水文地质单元，由于盆缘地带地势较高，降水量大，地形切割相对较弱，以砂岩、砂砾岩为主的粗碎屑岩，有利于吸收降水，泉水出露较多，水质好；侵蚀基准面以下赋存有淡承压自流水。分布于湟水河谷边缘至基岩山区之间的黄土低山丘陵区，沟谷纵横深切，地形支离破碎，植被稀少，地下水空间分布极不均匀，水位埋藏较深。低山丘陵区的松散岩层，主要是黄土及其下伏的中、晚更新世冰碛、冰水和冲洪积砂砾卵石层，地下水的赋存条件受地形切割程度制约明显。靠近盆地边缘地区，补给条件相对较好，发育于沟脑的宽谷、掌形、杖形地的松散岩层及其下伏的基岩风化带内赋存有孔隙和裂隙潜水。盆地中部和靠近湟水干流附近的深切割低山丘陵区，黄土及下伏的松散岩层被沟谷强烈切割，地形支离破碎，成为大面积透水不含水层。青海湖盆地和海晏盆地广泛分布着第四系松散沉积物，其岩相有河湖相、冰碛-冰水相、冲-洪积相及洪积相等，颗粒粗大，孔隙性强，储水空间大，当其在接受山区地下水（包括侧向隐伏补给）、地表水及大气降水补给后，形成松散岩类孔隙水。青海湖盆地下更新统河湖相沉积物，岩性主要为细粉砂和砂砾石，并含多层较稳定的黏土、亚黏土相对隔水层，形成环湖承压水区。沙柳河和公共马滩的中更新统冰碛-冰水相沉积物中，相对隔水岩层亦含有多层黏土和亚黏土，但因分布不稳定，只能形成小范围的承压水区。

本区分属青海湖内陆闭流水系和湟水外泻水系，地下水的化学特征差异明显。这与地下水的运动状态、区域地层岩性及地貌条件有关。青海湖水系流经地区大面积分布于元古界、寒武-奥陶系、二叠和三叠系的白云岩、白云质灰岩、大理岩等富含镁盐的碳酸盐地层。因此，地下水中镁离子含量普遍偏高，属HCO₃-Ca·Mg型水。

地下水在进入青海湖盆地后，其运动状态发生了很大的变化，“径流-蒸发”型是内陆闭流盆地地下水的运动特点。随着地下水运动状态的改变，地球化学作用也相应发生了变化。盐分的累积过程明显，同时由于离子成分的分异，产生了水化学的水平分带现象。湟水各支流水系自源头至下游，水化学特征具明显的分带性。基岩山区河水多属矿化度小于0.2 g·L^-1的弱矿化水，黄土红层分布区，矿化度逐渐增高到0.2~0.5 g·L^-1，水化学类型过渡为中矿化水。湟水河水总硬度为0.9~12.84德国度，属中矿化水。

2　实验方法

2.1　样品采集

共采集水样15个，采样点见图1。采集湖水水样2个，样点采集水量50 L，样品采自距离湖面1 m深的位置。采集间隙水水样9个，沿湖岸水平面横向与纵向分别取样，并采集垂直方向的间隙水样，每个样点采集10 L。采集井水样2个，每个样点采集水量25 L。另外，收集降水水样2个，分别采自2014年7月的雨水样和2017年10月11日的雪水样；采集水样2个，水量50 L，收集位置为黑马河保护站(36°42'2.2" N ，99°52'13.3" E)。

图1 采样点示意图

Fig.1 Schematic diagram of sampling point

2.2　样品富集

本次水样采集采用锰纤维单柱富集法^[10]，即让湖水以一定流速通过锰纤维富集柱来富集镭，富集柱装填15 g锰纤维，在柱子上端装填少量棉花用于过滤水中杂质，本次富集流速控制在450~550 mL·min^-1，富集之后，取出锰纤维甩干直至其干湿比重达到1:1.5^[11]，然后再装入富集柱，通过RaDeCC测试²²³Ra和²²⁴Ra活度^[7,12]。²²³Ra和²²⁴Ra活度误差约为9.2%和6.5%^[13]。

3　结果与讨论

3.1　端元水体中的Ra

在地下水向湖水输入的过程中，由于自身衰变和与湖水混合（可能存在大气降水的稀释作用），镭同位素活度将不断降低，因此在井水、间隙水、湖水3个水体端元中，湖水镭同位素活度最低（见表1）。从短半衰期镭同位素活度分布的表2和图3中可以看出，湖水镭活度处于最低值，间隙水²²⁴Ra活度高于井水，这与不同端元的水体有关，井水水体流动性差，而²²⁴Ra和²²³Ra半衰期较短，因此采集的井水样其²²⁴Ra和²²³Ra活度在测试前就发生了衰变，导致测试的²²⁴Ra和²²³Ra活度较低。

图3 ²²³Ra和²²⁴Ra活度随离岸距离的变化

Fig.4 Activity of ²²³Ra and ²²⁴Ra varies with the distance offshore

图2 不同端元的²²³Ra活度对比

Fig.2 Contrast on ²²³Ra activity of different components

图3 ²²³Ra和²²⁴Ra活度随离岸距离的变化

Fig.4 Activity of ²²³Ra and ²²⁴Ra varies with the distance offshore

3.2　镭的空间分布特征

金沙湾水体²²³Ra和²²⁴Ra活度随离岸距离变化的关系见图4，随离岸距离的增大，镭同位素活度增大，与湖水随离岸距离增大镭同位素活度减小的一般规律相反。离岸30 m时，间隙水镭同位素活度最小。从图5中可以看出，间隙水盐度一般在0.4 g·L^-1左右，但在离岸70 m左右时，间隙水盐度开始增大，在离岸30 m左右时其盐度增至0.87 g·L^-1。说明离岸30 m左右，湖水就与间隙水发生了交换，高盐度的湖水混入低盐度的间隙水中，从而使间隙水盐度增大，镭活度降低。

图4 不同端元的²²⁴Ra活度对比

Fig.3 ²²⁴Ra activity of different components contrast

图5 盐度随离岸距离变化分布

Fig.5 Salinity varies with distance offshore

间隙水²²³Ra和²²⁴Ra活度在垂直方向上的分布见图6。选取的垂直截面是离岸30 m的JSW1点，该点处于湖水与间隙水发生交换的范围，从图6中可以看出，金沙湾间隙水²²³Ra和²²⁴Ra在垂直分布上总体呈随深度增加镭同位素活度减小的趋势，而其深度与盐度的关系则相反，随深度的增加，盐度值增大（见图7）。

图6 ²²³Ra和²²⁴Ra活度随深度的变化

Fig.6 Activity of ²²³Ra and ²²⁴Ra varies with the depth

图7 盐度随深度变化分布

Fig.7 The variation distribution of salinity and depth

从图7中发现，湖水与间隙水混合，间隙水盐度在垂直梯度上的变化并不均匀，在离地表1 m以上的位置，盐度几乎无变化，而间隙水镭活度离地表越近活度越大，表明受雨水稀释的影响不大；在离地表1 m以上盐度几乎无变化，说明间隙水不受湖水混合的影响，1 m以下盐度随深度的增加而增大。结合之前的分析结果，可以进一步判断，金沙湾湖水与间隙水在离岸30 m左右发生交换，交换深度在1 m以下。

3.3　地下水排放通量的估算

MOORE^[6]提出的水平涡动扩散模型，适用于镭的来源主要为地下水输入且水域主控动力条件为水平涡动扩散、对流不存在或者较弱可忽略的研究水域。

在稳定状态下，Ax=A0exp-xλKh。式中，A_x为离岸距离x处的镭活度，A₀为海岸边的活度，K_h为水平涡动扩散系数，λ为衰变系数。两边取对数，

因本次采集的水样主要为间隙水，湖水水样较少，不适合采用质量平衡模型，而且金沙湾无地表河流输入，大气降水中的镭活度低于检测线，可忽略不计，镭的来源主要为地下水输入，而且从间隙水到湖水的过程中以扩散为主，因此，可借鉴水平涡动扩散模型。应用模型中镭的来源主要为地下水，水动力条件为水平扩散，不存在对流，其中A_x为离扩散源点距离x处的镭活度，A₀为离岸最远端镭的扩散源点，据²²³Ra活度随离岸距离的变化图获得拟合直线（见图8），由上述公式获得金沙湾间隙水的扩散系数为12.55 m²·d^-1(R²=0.802 4)，据²²⁴Ra活度随离岸距离的变化图（见图9）获得其离岸活度梯度为1.658 9 dpm/(100 L·m), R²=0.656 9。

图8 ²²³Ra活度随离岸距离的变化

Fig.8 ²³³Ra activity varies with distance offshore

图9 ²²⁴Ra活度随离岸距离的变化

Fig.9 ²²⁴Ra activity varies with distance offshore

选取100 m的湖岸线和1.5 m的排泄深度，由扩散系数和离岸活度梯度的乘积获得²²⁴Ra自岸边向湖泊排放的镭通量为3 122.88 dpm ·d^-1。该通量需要由地下水输入的镭来支持，据GW1和GW2，获得地下水端元的²²⁴Ra活度为103 dpm/100 L,则

FGD=Kh⋅∇Ra⋅H⋅L/Agw=12.55×1.6589×1.5×100/103=30.32m³·d-1。金沙湾沿湖岸线100 m表层地下水排放通量为30.32 m³·d^-1,地下水排放通量为0.20 m³·m^-²·d^-1。结合前人对青海湖的研究，一些学者围绕水量平衡方程来解释青海湖水位的盈亏状况，并间接得到地下水的输入通量为4×10⁸~7.64×10⁸ m³·a^-1[14,15,16]，地下水排放通量为0.09~0.18 m³·m^-²·d^-1，与本文计算得到的结果较为一致。因此，本文通过镭同位素计算模型得到的湖泊沿岸地下水排放通量较为可靠，可以此来评价青海湖沿岸地下水的排放通量。

4　结 论

通过对青海湖金沙湾沿岸不同水体样品进行的同位素活度的空间分布、水体交换以及地下水排放通量的估算，得到：（1）青海湖金沙湾间隙水镭同位素活度随离岸距离的增大而增大，与湖水镭同位素活度与离岸距离的变化规律相反。（2）金沙湾湖水与间隙水在离岸30 m左右发生交换，交换深度在1 m以下。（3）水体中Ra的主要来源为地下水输入，大气降水中镭的活度低于检测线，可忽略不计，金沙湾沿湖岸线表层地下水的排放通量为0.20 m³·m^-²·d^-1。

参考文献（References）

• 1

  门武，刘广山，陈志刚,等. 镭同位素在海洋学研究中的应用及进展[J]. 地球科学进展，2010, 25（1）：33-42.

  MEN W,LIU G S,CHEN Z G, et al. Progresses of radium isotopes applications to oceanography research[J]. Advances in Earth Science，2010, 25(1)：33-41.

• 2

  BOLLINGER M S, MOORE M S. Radium flux from a salt marsh[J]. Nature, 1984,309(5967):444-446.

• 3

  TODD J F, BUTTS J L, MOORE W S. A new method for the rapid measurement of ²²⁴Ra in natural waters[J]. Marine Chemistry, 1987, 22(1):43-54.

• 4

  WEBSTER I T, HANCOCK G J, MURRAY A S. Modeling the effect of salinity on radium desorption from sediments[J]. Geochimica et Cosmochimica Acta, 1995,59(12):2469-2476.doi:10.1016/0016-7037(95)00141-7

• 5

  NOZAKI Y. Mean residence time of the shelf water in the East China and the Yellow Seas determined by ²²⁸Ra／²²⁶Ra measurements[J]. Geophysical Research Letters, 1989, l6(11):1297-1300.

• 6

  MOORE W S. Determining coastal mixing rates using radium isotopes[J]. Continental Shelf Research, 2000, 20(15):1993-2007.doi:10.1016/s0278-4343(00)00054-6

• 7

  MOORE W S. Application of ²²⁶Ra, ²²⁸Ra, ²²³Ra, and ²²⁴Ra in coastal waters to assessing coastal mixing rates and groundwater discharge to oceans[J]. Earth Planetary Sciences, 1998,107(4):343-349.

• 8

  马瑞俊. 青海湖环湖自然地理考察纪实[J].西北师范学院学报,1982(2):41-57.

  MA R J. Record of natural geography survey around Qinghai Lake[J]. Journal of Northwest Normal University, 1982(2):41-57.

• 9

  MOORE W S. Sampling ²²⁸Ra in the deep ocean[J]. Deep Sea Research and Oceanographic Abstracts, 1976,23(7):647-651.

• 10

  SUN Y, TORGERSEN T. The effects of water content and Mn-fiber surface conditions on ²²⁴Ra measurement by ²²⁰Rn emanation[J]. Marine Chemistry, 1998, 62(3/4):299-306．

• 11

  MOORE W S. Radium isotope measurements using germanium detectors[J]. Nuclear Instruments Methods in Physics Research, 1984,223(2/3):407-411.doi:10.1016/0167-5087(84)90683-5

• 12

  GARCIA-SOLSONA E, GARCIA-ORELLANA J, MASQUÉ P,et al. Uncertainties associated with ²²³Ra and ²²⁴Ra measurements in water via a delayed coincidence counter (RaDeCC)[J]. Marine Chemistry, 2008,109(3/4): 198-219.doi:10.1016/j.marchem.2007.11.006

• 13

  丁永建，刘风景. 青海湖流域水量平衡要素的估算[J].干旱区地理，1993,16(4)：25-30.

  DING Y J,LIU F J. Estimating on water balance elements in the drainage basin of Qinghai Lake[J]. Arid Land Geography, 1993,16(4)：25-30.

• 14

  曲耀光. 青海湖水量平衡及水位变化预测[J]. 湖泊科学，1994,6(4)：298-307.doi:10.18307/1994.0402

  QU Y G.Water balance and forecasting of water level change in Qinghai Lake[J]. Journal of Lake Sciences, 1994,6(4)：298-307.doi:10.18307/1994.0402

• 15

  燕华云，贾绍风. 青海湖水量平衡分析与水资源优化配置研究[J].湖泊科学，2003,15(1)：36-40.

  YAN H Y ,JIA S F.Water balance and water resources allocation of Qinghai Lake[J].Journal of Lake Sciences, 2003,15(1)：36-40.

• 16

  王芳，刘佳，燕华云. 青海湖水平衡要素水文过程分析[J]. 水利学报，2008,39(11):1229-1238.doi:10.3321/j.issn:0559-9350.2008.11.011

  WANG F, LIU J, YAN H Y.Analysis on hydrological process of water balance factors in Qinghai Lake[J]. Journal of Hydraulic Engineering, 2008,39(11):1229-1238.doi:10.3321/j.issn:0559-9350.2008.11.011