基于222Rn質量平衡模型的膠州灣海底地下水排泄

袁曉婕, 郭占榮, 馬志勇, 章 斌, 劉 潔

廈門大學海洋與地球學院, 福建廈門 361102

基于222Rn質量平衡模型的膠州灣海底地下水排泄

袁曉婕, 郭占榮*, 馬志勇, 章 斌, 劉 潔

廈門大學海洋與地球學院, 福建廈門 361102

海底地下水排泄(SGD)作為全球水循環的一個組成部分, 近年來成為陸海相互作用的研究熱點。地球化學示蹤法是研究海底地下水排泄的主要手段。本文以環境同位素222Rn作為示蹤劑, 通過構建222Rn質量平衡模型來評價膠州灣的海底地下水排泄, 并進一步估算地下水輸入的營養鹽。222Rn質量平衡模型的源項考慮了河流的輸入、沉積物的擴散、母體226Ra的支持, 匯項考慮了222Rn的自身衰變、222Rn散逸到大氣的損失以及與灣外海水的混合損失, 源匯項的差值則作為地下水輸入的222Rn通量。結果表明, 2011年9—10月膠州灣海底地下水排泄通量為 24.2 L ? m–2? d–1, 2012 年 4—5 月膠州灣海底地下水排泄通量為 7.8 L ? m–2? d–1。豐水季節地下水輸入膠州灣的營養鹽低于河流輸入的, 但是枯水季節地下水輸入的營養鹽接近河流輸入的,特別是輸入的活性磷酸鹽和硅酸鹽很接近。

海底地下水排泄;222Rn質量平衡; 營養鹽; 膠州灣

海底地下水排泄(SGD)是全球水循環的一個組成部分。按照Burnett等(2003a)和Moore(2010)給海底地下水排泄的定義, 其不僅是指傳統意義上的內陸地下水向海盆的排泄, 而且還包括海水在海岸帶含水層中的循環, 該循環是由潮汐、波浪和咸淡水密度差引起的。初步估算, 每年全球的地下淡水入海量為 2400 km3, 其中約 1500 km3來自大陸、約900 km3來自島嶼, 是河流徑流輸入量的6%(Burnett et al., 2003a)。雖然目前對全球海岸帶的循環海水數量還沒有做過全面的評價, 但有一點是可以肯定的, 那就是絕大多數海岸帶的循環海水數量都遠遠超過地下淡水入海量。Beck等(2007)在研究紐約 Jamaica Bay的海底地下水排泄時發現, 循環海水數量約是地下淡水入海量的 6～70倍。Garrison等(2003)對夏威夷Kahana Bay海底地下水排泄進行了研究, 認為循環海水占總排泄量的84%,陸源淡水排泄占16%。

海底地下水排泄還是輸送陸源物質入海的一個載體。海底地下水排泄為海洋提供了重要的營養鹽、碳、微量元素等物質(Knee et al., 2011), 以往在評價陸海之間的物質通量時被嚴重忽略。海底地下水排泄中營養鹽、碳、微量元素等物質濃度通常較河流中的高, 所以地下水在這些物質的海洋收支平衡中比河流顯得更重要。雖然陸源地下淡水入海量僅占河流徑流輸入量的 6%, 但是其輸入海洋的溶解物質卻占河流輸入量的 25%～50%(Dzhamalov et al., 2002)。循環海水對海洋的凈水量輸入雖然是零,但是循環海水在海岸帶含水層咸淡水混合帶的水巖作用十分強烈, 為循環海水輸送溶解物質入海創造了條件, 可見, 循環海水對海洋的意義更多地體現在它的溶解物質輸送方面。大多數金屬元素在氧化條件下是可溶的, 而在還原條件下是不可溶的。咸淡水混合帶通常是缺氧的, 在這種還原條件下許多金屬元素沉淀在含水層中, 而當含氧的循環海水進入含水層時, 則把這些沉淀的金屬又溶解搬運到海水中(Moore, 2010)。Windom等(2006)報道地下水輸入大量的Fe到巴西東南沿海, 在240 km長海岸線的大陸架上的 Fe通量相當于整個南大西洋大氣輸入Fe通量的10%。Garrison等(2003)指出地下水向夏威夷Kahana Bay輸入的N、P通量分別是地表水輸入量的5倍和2倍。Shaw等(1998)評價北美東南沿海由地下水輸入的 Ba通量為 70×103mol ? d–1, 約是河流輸入的4倍。Basu等(2001)認為恒河流域通過地下水輸入到孟加拉灣的 Sr的通量與河流輸入的相當, 恒河流域對海水中87Sr/86Sr比率升高的貢獻超出預想。Moore等(2006)認為地下水輸入南卡羅來納 Okatee鹽沼的 DIC和 DOC通量分別為2 mol ? m?2d?1和 50 mmol ? m?2? d?1, 二者都遠遠超過河流輸入到該鹽沼的DIC和DOC通量。

海底地下水排泄又是海岸帶生態環境的一個重要影響因素, 某些近岸海水富營養化、赤潮暴發、重金屬和有機物污染可能與海底地下水排泄有關。Laroche等(1997)根據多年的監測數據, 認為地下水輸入的溶解態無機氮(DIN)對長島地區的赤潮有重要影響。Lee等(2007, 2010)推測韓國南部海灣的有害赤潮爆發是由于地下水輸入的過量營養鹽而引發的。Tse等(2008)認為香港 Tolo灣的海水富營養化與地下水排泄的營養鹽有非常大的關系。Bone等(2007)認為由地下水輸入馬薩諸塞州 Waquoit灣的Hg的通量是大氣輸入Hg通量的10倍, 而以往卻認為大氣輸入是Waquoit灣Hg的主要貢獻者。

在各種評價海底地下水排泄量的方法中, 地球化學示蹤法是應用最為廣泛的一種。地球化學示蹤法常用的天然示蹤劑有222Rn、鐳同位素(228Ra、226Ra、224Ra、223Ra)、CH4、Ba和 Sr等(Burnett et al.,2006)。222Rn作為一個研究海底地下水排泄的理想示蹤劑, 其優勢包括: ①地下水中的222Rn活度通常較高, 一般高出地表水 2～3個數量級。因為巖石中廣泛存在鈾系元素, 其子體222Rn容易在地下水中積聚; ②水體中222Rn的損失主要是放射性衰變和逸散到大氣, 比較容易確定; ③222Rn是一種化學性質不活潑的氣體, 很難與其他物質發生反應;④222Rn半衰期為3.83 d, 能夠匹配沿海的短時間尺度的海洋學過程; ⑤222Rn在低活度時也易于測量,不用富集, 特別是測氡儀 RAD7與其附件RAD-H2O、RAD-AQUA的應用, 使得測量水體中的222Rn活度變得非常容易。

222Rn示蹤海底地下水排泄是基于222Rn質量平衡原理, 通常假設研究系統處于穩定態, 利用222Rn箱式模型來評價海底地下水排泄通量, 箱式模型的關鍵是查清222Rn的主要源和匯。Cable等(1996)在墨西哥灣東北部沿海, 由于研究期間有密度躍層存在, 建立了密度躍層下的222Rn箱式模型, 獲得620 km2海域海底地下水排泄量為 710 m3? s–1。Su等(2014)在阿拉巴馬州Little潟湖建立了222Rn箱式模型, 得到海底地下水排泄量為 4.93～23.6 L ? m–2? d–1。

本文首先簡要分析地下水、河水、海水中222Rn活度的分布情況, 然后構建222Rn的質量平衡箱式模型計算海底地下水排泄量, 在此基礎上進一步估算地下水輸入的營養鹽通量, 并與河流輸入的營養鹽作對比分析。

1 研究方法

1.1 研究區概況

膠州灣位于南黃海之西, 山東半島南部, 是一個典型的半封閉海灣, 灣口最窄處僅3.1 km。膠州灣南北長約33 km, 東西寬約28 km, 平均潮位時的水域面積約367 km2, 灣內平均水深7.0 m, 最大水深在灣口附近局部可達64 m。膠州灣灣底沉積物在中央水道以粉砂質砂或粉砂為主, 水道之間以粉砂為主, 潮間帶則以粉砂質粘土和淤泥為主, 靠近大沽河口和洋河口的潮間帶比較寬。膠州灣潮汐類型屬于正規半日潮, 潮汐周期約為 12時 25分, 最大潮差4.75 m, 平均潮差2.8 m。注入灣內的河流主要有大沽河、洋河、墨水河—白沙河、李村河。膠州灣地處典型的東亞季風氣候區, 多年平均降水量680.5 mm, 全年降水集中在7、8月, 兩月降水量占全年降水量的45%, 12月份降水量最少, 平均僅為9.8 mm。膠州灣全年頻率最高的風向是SE、N和NNW向, 并有明顯的季節變化, 年平均風速為5.5 m/s。

灣口西側黃島區分布丘陵和低山, 青島市區東部是嶗山山脈, 出露大面積的基巖, 其巖性主要是火成巖, 這些地區地下水類型以基巖風化裂隙水為主, 地下水比較貧乏。其它地方以平原為主, 分布大面積的第四紀松散沉積物, 局部出露白堊系青山群砂巖。第四紀松散沉積物組成的含水層多為雙層結構, 巖性以細砂和粉砂質砂為主, 夾有少量的粘土透鏡體, 含水層厚度5～20 m。第四系松散沉積物中的地下水類型為孔隙潛水或微承壓水, 富水性比較好, 特別以墨水河—白沙河、洋河、大沽河下游平原的地下水最為豐富。地下水主要接受大氣降水補給, 以蒸發方式和向海徑流的方式排泄。在膠州灣中部, 沉積物有高的沉積速率, 西、北、東部具有較低的沉積速率, 膠州灣東部沉積物和東岸陸地沉積物具有較高的放射性核素含量(劉廣山等,2008)。

1.2 樣品采集

圖1 2011年9—10月采樣站位圖Fig. 1 Sampling sites in Jiaozhou Bay in September and October, 2011

2011年9月底至10月中旬, 采集地下水樣28個, 采集河水樣 23個, 采集海水樣 35個(圖 1);2012年4月底至5月初, 采集地下水樣39個, 采集河水樣40個, 采集海水樣30個(圖2)。海水樣利用船載潛水泵取自水面之下 1～1.5 m, 地下水取自經常在使用的居民水井。絕大部分地下水和河水樣兩次取樣的地點相同, 但 2012年的樣品數多于 2011年。222Rn水樣采集均用測氡儀(RAD7)的250 ml專用取樣瓶。為了了解母體226Ra對222Rn的影響, 同時還采集海水樣測量其226Ra活度,226Ra水樣采集體積為30 L。另外, 為了計算沉積物中222Rn的擴散通量, 2011年10月初, 用抓斗式采泥器在膠州灣采集了8個海底表層沉積物樣品(圖1)。采用現場用便攜式鹽度計測量水樣的溫度和鹽度。

1.3 測量方法

1.3.1 水體中222Rn和226Ra的測量

222Rn的活度采用美國 Durridge Company Inc.生產的便攜式測氡儀RAD7測量,226Ra的活度采用中核(北京)核儀器廠生產的 FD-125型氡釷儀測量(謝永臻等, 1994; 袁曉婕等, 2014)。

1.3.2 沉積物孔隙水中222Rn的測量

根據Corbett等(1998)提出的培養方法, 取沉積物樣品約 150 g裝入 1000 mL錐形瓶內, 加入400 mL海水, 放置在振蕩器上密封培養1個月, 使沉積物孔隙水中的222Rn與其上覆水體中的222Rn活度達到放射性衰變平衡, 測量沉積物上覆水體中222Rn的活度, 將該活度作為沉積物孔隙水中的222Rn活度。

1.4 222Rn質量平衡模型

圖2 2012年4—5月采樣站位圖Fig. 2 Sampling sites in Jiaozhou Bay in April and May, 2012

在研究系統處于穩定狀態情況下, 通過建立輸入和輸出研究系統的222Rn質量平衡模型, 可以計算海底地下水排泄(Cable et al., 1996)。對于膠州灣水體系統來講, 輸入該系統的222Rn源項主要是母體226Ra、河流、沉積物擴散和海底地下水排泄, 而輸出該系統的222Rn匯項主要是放射性衰變、大氣逃逸和與灣外海水的混合損失。假設整個膠州灣水體系統是一個相對穩定的水循環系統, 那么在穩態下222Rn的輸入與輸出應該相等。首先, 我們將實測的海水中222Rn活度進行母體支持的校正, 即減去實測的海水中母體226Ra的平均活度(2011年:2.8 Bq ? m–3, 2012 年: 3.1 Bq ? m–3), 得到海水中過剩的222Rn活度, 然后用平均海水深度(7 m)乘以過剩的222Rn活度, 獲得海水中222Rn的儲量。在此基礎上, 建立如下的222Rn質量平衡:

FSGD+Fdiff+Friver–Fatm–I?λ–I/T=0 (1)

式中,FSGD是地下水輸入的222Rn通量,Fdiff是沉積物中222Rn的擴散通量,Friver是河流輸入的222Rn通量,Fatm是222Rn的大氣逃逸通量。I是膠州灣海水中222Rn 儲量(Bq ? m–2),λ是222Rn 的衰變常數(0.182 d–1), 二者相乘表示灣內海水的222Rn衰變損失通量。T是膠州灣水體平均滯留時間(d),I/T表示灣內海水與灣外低活度海水的混合損失通量。通量的單位均為 Bq ? m–2? d–1。

2 結果與討論

2.1 水體中222Rn的分布特點

2011年9—10月(豐水季節)膠州灣周邊地下水的222Rn活度范圍為 2069～32517 Bq ? m–3, 平均值16706 Bq ? m–3; 而 2012 年 4—5 月(枯水季節)地下水222Rn 活度為 3169～81972 Bq ? m–3, 平均值17855 Bq ? m–3(圖 3)。豐水季節的222Rn 活度略低于枯水季節的, 其原因可能來自兩個方面, 一方面大氣降水中的222Rn活度接近零, 豐水季節降水對地下水的補給在一定程度上稀釋了地下水中的222Rn活度; 另一方面是豐水季節抬升了地下水位, 陸海間的水力梯度加大, 地下水運移速度加快, 縮短了水-巖作用時間, 導致222Rn活度偏低。

2011年 9—10月河水中222Rn活度范圍為165～10139 Bq ? m–3, 平均值 1970 Bq ? m–3; 2012 年4—5 月河水中222Rn 活度為 41～1927 Bq ? m–3, 平均值 393 Bq ? m–3, 明顯較 2011 年的低(圖 3)。分析其原因, 一是枯水季節河流流量小、流速慢,222Rn有足夠的時間逸散到大氣中, 二是枯水季節地下水向河流的泄流補給減少。

圖3 不同水體中222Rn活度的分布Fig. 3 The range of 222Rn activities in different types of water

2011年9—10月膠州灣灣內海水中222Rn活度為 133～567 Bq ? m–3(S1至 S32號樣), 平均值221 Bq ? m–3; 2012 年 4—5 月灣內海水中222Rn 活度為 25～313 Bq ? m–3(S1至 S26號樣), 平均值111 Bq ? m–3, 約是 2011 年的 1/2(圖 3)。枯水季節灣內海水222Rn活度低于豐水季節, 其原因可能是: 首先, 枯水期地下水、河水輸入量偏少, 輸入膠州灣的222Rn隨之減少; 其次, 2012年取樣期間的氣溫略高于2011年,222Rn的大氣逃逸損失偏大。

2.2 輸入項與輸出項的量化

(1)Friver的計算

有徑流輸入膠州灣的河流主要是大沽河、洋河、墨水河, 李村河幾乎斷流, 忽略其徑流輸入。2011年9—10月, 大沽河、洋河、墨水河的入海徑流量分別為 21.29×106m3? d–1、3.50×106m3? d–1和2.55×106m3? d–1, 2012 年 4—5 月, 大沽河、洋河、墨水河的入海徑流量分別為 9.75×106m3? d–1、1.60 ×106m3? d–1和 1.17×106m3? d–1, 徑流量較2011年明顯減小(表1)。為了計算河流輸入的222Rn通量, 我們選擇 3條河流最下游的采樣點的222Rn活度與河流徑流量的乘積。大沽河選擇R22號點的222Rn活度(R43號已經是河水與海水的混合水, 不能代表河水), 洋河選擇R28號點的222Rn活度(R44號也已經是河水與海水的混合水), 墨水河選擇R12號點的222Rn活度。為了與其它源匯項的量綱保持一致, 將222Rn活度與河流徑流量的乘積再除以膠州灣的面積, 面積取平均潮位時的水面積3.27×108m2, 則獲得單位面積上河流輸入的222Rn通量。2011年 9—10月, 河流輸入的222Rn通量為34.86 Bq ? m–2? d–1, 2012 年 4—5 月, 河流輸入的222Rn 通量為 4.89 Bq ? m–2? d–1。

(2)Fatm的計算

222Rn是一種易溶于水的氣體, 通常水-氣兩相中的222Rn活度處于不平衡狀態, 溶解于海水中的222Rn比較容易逸散到大氣中。MacIntyre等(1995)給出水-氣界面上的氣體擴散通量計算公式, 大氣逃逸通量取決于222Rn在海水-大氣界面的分配系數、表層水體溫度和海面上的風速, 分配系數又是水溫的函數。為了確定大氣逃逸通量, 野外調查期間我們連續48小時監測了海水和大氣中的222Rn活度以及水溫和海面風速, 另有文章發表(郭占榮等,2013)。經過計算, 2011年調查期間海水中222Rn的大氣逃逸通量為 11.52～47.76 Bq·m–2? d–1, 平均值22.56 Bq ? m–2? d–1, 2012 年調查期間海水中222Rn的大氣逃逸通量為 9.60～37.20 Bq ? m–2? d–1, 平均值22.09 Bq ? m–2? d–1, 結果發現兩個調查時段的大氣逃逸通量相差不大。

表1 河流輸入的222Rn通量計算參數Table 1 Parameters for calculating 222Rn fluxes transported by rivers

表2 沉積物孔隙度及孔隙水中222Rn活度Table 2 Porosity of sediments and 222Rn activities in the pore water of sediment

(3)Fdiff的計算

通常情況下, 沉積物孔隙水中的222Rn活度高于上覆海水中的222Rn活度, 所以孔隙水中222Rn在活度差的驅動下擴散到海水中。Martens等(1980)提出沉積物-海水界面222Rn擴散通量的計算方法,該擴散通量是由活度差、垂直擴散系數和衰變常數確定的, 其中擴散系數是孔隙度、水溫的函數(郭占榮等, 2012)。沉積物孔隙度依據沉積物的體積、質量、密度和含水量計算獲得(鄒大鵬等, 2007)。根據8個沉積物樣的培養實驗, 沉積物孔隙水中222Rn活度介于 1653 Bq ? m–3至 3447.46 Bq ? m–3之間, 孔隙度分布于0.37～0.49之間(表2), 計算獲得沉積物向上覆海水輸送的222Rn 平均擴散通量為 6.48 Bq ? m–2? d–1。沉積物222Rn的擴散通量可以看作是穩定的, 所以,2011年和 2012年兩個計算時段都采用同一個值,即 6.48 Bq ? m–2? d–1。

(4)衰變損失(I?λ)的計算

由于膠州灣大部分區域水深都比較淺, 只有幾個漲潮、退潮水道所在位置和灣口附近水深比較大,所以整體上膠州灣全年的水體垂直混合比較均勻,同一觀測站從表層到底層鹽度的垂直變幅小都于0.2(楊玉玲等, 1999)。在垂直混合比較均勻的情況下,膠州灣內海水中222Rn的儲量(I)則可由灣內海水中過剩的222Rn活度(2011年9—10月為218.2 Bq ? m–3,2012年 4—5 月為 107.9 Bq ? m–3)乘以海水的平均深度(7 m)獲得。然后, 再乘以222Rn的衰變常數λ(0.182 d–1)就得到衰變通量。2011 年 9—10月222Rn的衰變通量為 277.98 Bq ? m–2? d–1, 2012 年 4—5 月222Rn 的衰變通量為 137.46 Bq ? m–2? d–1。

(5)混合損失(I/T)的計算

灣口外海水的222Rn活度明顯低于灣內, 例如,2012年灣口外的S27、S28、S29和S30的222Rn平均活度比灣內低 86.25 Bq ? m–3。所以, 灣內海水與灣外低活度的海水混合導致222Rn的混合損失。Liu等(2004)在三維水動力模型基礎上建立水質模型,獲得膠州灣水體的平均滯留時間為52 d, 用該滯留時間(T)除灣內海水中222Rn的儲量(I), 則可得灣內海水與灣外海水的222Rn混合損失通量。2011年9—10月222Rn的混合損失通量為29.37 Bq ? m–2? d–1,2012年 4—5月222Rn的混合損失通量為14.53 Bq ? m–2? d–1。

(6)FSGD的計算

根據公式(1), 計算獲得2011年9—10月地下水輸入的222Rn通量為292.52 Bq ? m–2? d–1, 2012年4—5月地下水輸入的222Rn 通量為 167.07 Bq ? m–2? d–1。

2.3 海底地下水排泄量

在已知地下水輸入的222Rn通量后, 用該通量除以地下水端元的222Rn活度, 能夠得到海底地下水排泄通量。從前文的水文地質條件分析可知, 膠州灣的海底地下水排泄很不均一, 海底地下水排泄主要發生在墨水河—白沙河、大沽河、洋河流域的沿海及海底部分, 其它地段的地下水輸入量很有限。基于這樣的認識, 我們主要選取了這 3個流域下游平原具有代表性的地下水采樣點, 其中墨水河—白沙河流域選取了G26號采樣點, 大沽河流域選取了 G11、G27和 G29采樣點, 洋河流域選取了G15、G16和G17號取樣點, 將這7個樣的平均值作為地下水端元的222Rn活度(2011年 9—10月為12075.7 Bq ? m–3, 2012 年4—5 月為 21319.5 Bq ? m–3)。于是, 便獲得2011年9—10月膠州灣海底地下水排泄量為24.2 L ? m–2? d–1, 2012年4—5月膠州灣海底地下水排泄量為 7.8 L ? m–2? d–1。乘以膠州灣的水域面積, 則獲得全灣每天的排泄量, 2011年 9—10月為7.92×106m3? d–1, 2012年4—5月為2.56×106m3? d–1。若將排泄通量轉化成排泄速率, 則2011年9—10月膠州灣海底地下水排泄速率為2.42 cm ? d–1, 2012年4—5 月膠州灣海底地下水排泄速率為 0.78 cm ? d–1。與其它海域的排泄速率比較, 膠州灣的地下水輸入速率略偏小(表3)。本文用222Rn質量平衡模型計算的海底地下水排泄量包括了陸源地下淡水和循環海水, 而且反映的是整個膠州灣地下水輸入量的平均水平, 實際上, 有些地段輸入量較大, 而有些地段輸入量則較小。例如, 墨水河—白沙河流域的沿海部分輸入量就比較大, 郭占榮等(2013)在靠近墨水河—白沙河入海口附近采用連續測量222Rn的方法評價了該局部海域的地下水輸入速率, 其結果為6.38～8.29 cm/d, 明顯高于整個灣的地下水平均輸入速率。

2011年 9—10月海底地下水排泄量約是 2012年4—5月的3倍, 其原因與膠州灣地區的降水分配和地下水開采有關。膠州灣地區雨季基本上從6月開始, 到 9月結束, 雨季地下水得到降水的充分補給, 地下水位上升, 從陸向海的水力梯度變大, 海底地下水排泄量增加; 而從 1月到 5月, 是膠州灣地區降水量最小的時期, 地下水不但不能得到降水補給, 反而向河道泄流, 并且在枯水期膠州灣周邊地區還會增加地下水開采量, 導致地下水位下降,海底地下水排泄量減少。由此可見, 海底地下水排泄量在很大程度上受到降水量和開采量的影響。

2.4 地下水輸入的營養鹽

2011年9—10月和2012年4—5月, 我們對地下水樣和河水樣還進行了營養鹽的分析, 測量了溶解無機氮(DIN)、活性磷酸鹽(PO43–)和溶解性硅酸鹽(SiO32–)的含量, 均采用傳統的分光分度法。

假設營養鹽流經咸淡水過渡帶時化學行為是保守的, 其營養鹽濃度未發生變化, 我們用全灣地下水排泄量乘以營養鹽濃度來估算營養鹽輸入量。營養鹽濃度選取計算海底地下水排泄量時的7個地下水端元(G11、G15、G16、G17、G26、G27和 G29)的平均濃度(2011 年: N-597.7 μmol/L, P-0.1 μmol/L,Si-129.0 μmol/L; 2012 年 : N-382.7 μmol/L, P-9.1 μmol/L, Si-185.3 μmol/L)。計算結果表明: 2011年 9—10月, 地下水輸入膠州灣的營養鹽分別為4.73×106mol ? d–1(DIN)、0.12×104mol·d–1(PO43–)、1.02×106mol ? d–1(SiO32–); 2012 年 4—5 月, 地下水輸入膠州灣的營養鹽分別為 0.98×106mol ? d–1(DIN)、2.34×104mol ? d–1(PO43–)、0.48×106mol ? d–1(SiO32–)。同期, 河流輸入的營養鹽數量是, 2011年9—10 月為 12.41×106mol ? d–1(DIN)、4.14×104mol ? d–1(PO43–)、2.31×106mol ? d–1(SiO32–), 2012 年 4—5 月為4.80×106mol ? d–1(DIN)、2.13×104mol ? d–1(PO43–)、0.31×106mol ? d–1(SiO32–)。兩個時期河流輸入的溶解無機氮均是地下水輸入的3～4倍, 豐水季節河流輸入的活性磷酸鹽和硅酸鹽都高于地下水輸入的, 但枯水季節河流輸入的活性磷酸鹽和硅酸鹽基本與地下水輸入的相當。

上述營養鹽輸入量是用總海底地下水排泄量(包括陸源地下淡水和循環海水)乘以地下水端元的營養鹽濃度獲得的。實際上, 由于循環海水的循環尺度不可能很大, 也就是說循環海水延伸到陸地含水層的深度是有限的, 所以不是所有的循環海水都參與了營養鹽的輸送, 特別是像波浪引起的循環海水其輸送的營養鹽很有限。所以, 基于總海底地下水排泄量計算的營養鹽輸入量存在一定程度的高估。營養鹽輸入量的不確定性還可能來自于地下水端元的選取, 結合水文地質條件選擇真正具有代表性的端元很重要, 地下水端元選擇不當, 可能導致對營養鹽輸入量的高估或低估。此外, 沒有考慮營養鹽在咸淡水混合帶的生物地球化學反應, 其帶來的誤差尚不清楚, 有待于開展深入研究。

3 結論

膠州灣海水中的222Rn不是河水與灣外海水的保守混合,222Rn的來源還有地下水輸入、沉積物擴散、母體226Ra支持。222Rn的損失主要是潮汐作用使得灣內水體與外海水體的混合損失、222Rn自身衰變損失以及222Rn從海水中散逸到大氣中的損失。除了地下水輸入的222Rn通量外, 其它源匯項的222Rn都比較容易量化, 依據質量平衡原理, 源匯項的差值便是地下水輸入的222Rn通量。

表3 不同海域海底地下水排泄量Table 3 Submarine groundwater discharge in different coastal zones

地下水端元的選擇, 對于計算海底地下水排泄通量很重要。根據水文地質條件, 一般認為, 靠近沿岸咸淡水混合帶的地下水最有代表性。地下水輸入的222Rn通量除以地下水端元中222Rn的平均活度,便可知海底地下水排泄通量。根據計算結果, 2011年 9—10月膠州灣海底地下水排泄通量為24.2 L ? m–2? d–1, 2012 年 4—5 月膠州灣海底地下水排泄通量為 7.8 L ? m–2? d–1, 豐水季節地下水輸入量明顯大于枯水季節, 說明降水量和開采量對海底地下水排泄量具有重要影響。

和河流輸入膠州灣的營養鹽相似, 地下水輸入的營養鹽也隨季節變化很大, 總體來看, 河流輸入的溶解無機氮高于地下水, 豐水季節河流輸入的活性磷酸鹽和硅酸鹽也高于地下水, 但是, 枯水季節地下水輸入的活性磷酸鹽和硅酸鹽與河流輸入的基本相當。所以, 不能忽視地下水在膠州灣營養鹽輸入中的作用。

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The Evaluation of Submarine Groundwater Discharge in Jiaozhou Bay Based on222Rn Mass Balance

YUAN Xiao-jie, GUO Zhan-rong*, MA Zhi-yong, ZHANG Bin, LIU Jie
College of Ocean and Earth Sciences, Xiamen University, Xiamen, Fujian361102

Submarine groundwater discharge (SGD), an important part of global water cycle, has recently been a research focus in the field of land-ocean interaction along the coastal zone. Geochemical tracing is a major tool to study submarine groundwater discharge. Taking natural occurring isotope222Rn as a tracer, the authors built222Rn mass balance model to estimate groundwater discharge to Jiaozhou Bay, and also evaluated the nutrient fluxes transported via groundwater. River input, dispersion of sediments, and support from parent226Ra are considered to be the sources of222Rn mass balance model, whereas radioactive decay, escape from sea-water interface to air and loss in mixing with the low activity water from open ocean are considered to be the sink of the model. Thus, the imbalance of budget from the model is attributed to submarine groundwater discharge. Calculations show that submarine groundwater discharge flux to Jiaozhou Bay was 24.2 L·m–2·d–1from September to October in 2011, and 7.8 L·m–2·d–1from April to May in 2014, respectively. The results of the study also indicate that the nutrient fluxes derived from groundwater during the wet season are lower than those transported by the local rivers, whereas the nutrient fluxes derived from groundwater during the dry season are close to those transported by the local rivers and, what is more, soluble reactive phosphate and silicate fluxes from both groundwater and river are very close to each other.

submarine groundwater discharge;222Rn mass balance model; nutrient; Jiaozhou Bay

P641.2; P641.3

A

10.3975/cagsb.2015.02.13

本文由國家自然科學基金項目(編號: 41072174)資助。

2014-05-31; 改回日期: 2014-08-13。責任編輯: 魏樂軍。

袁曉婕, 女, 1985年生。博士研究生。研究方向為海底地下水排泄。E-mail: jieer17@163.com。

*通訊作者: 郭占榮, 男, 1965年生。教授。從事海岸帶水文地質學和海洋地質的教學和研究工作。E-mail: gzr@xmu.edu.cn。