基于改进模型的辽东湾东岸营口海域海底地下水排泄量计算

郭巧娜，李孟军，赵 岳，窦 智，周志芳

(河海大学 地球科学与工程学院，南京 210000)

1 研究背景

海底地下水排泄(Submarine Groundwater Discharge，SGD)是指通过陆架边缘由海底流入近海海域中的所有水流，SGD包括海底地下淡水排泄(Submarine Fresh Groundwater Discharge，SFGD)及再循环海水排泄(Recirculated Submarine Ground-water Discharge，RSGD)[1]。SGD作为全球水循环的重要组成部分，不仅将大量的陆源水体输送到海洋中，同时携带了可观的营养盐、重金属等污染物质排泄入海，这些物质的过量输入极有可能破坏海洋生态系统的稳定性[2]。已有研究表明，一些地区的SGD携带的污染物质含量已经超过河流输入量[3-4]。显然，SGD已经成为陆源各类物质向海排泄的主要通道，其排泄量对附近海域的营养盐、重金属等各类物质的地球化学循环以及周围海洋生态环境有着及其重要的影响，而SGD的量化及后续研究则能够对沿海生态环境保护与治理提供参考，因此，SGD及其营养盐排泄问题的探讨具有重要的研究价值。

传统的镭质量平衡模型法是在分析镭同位素的源汇项的基础上，通过建立镭质量守恒模型进行求解。该方法以SGD、河流(包括河流颗粒解吸)、海底沉积物扩散及大气沉降作为源项，以研究海域与外海混合、同位素衰变损失等为损失项。目前，该方法已广泛应用于国内外滨海地区SGD的研究中，例如，刘花台等[5]计算出胶州湾在2011年9—10月的SGD排泄速率为4.1 cm/d；2012年4—5月的SGD排泄速率为2.5 cm/d；张成成[6]计算出辽东湾的SGD排泄速率为2.66～3.43 cm/d；Wang等[7]计算得到2021年的莱州湾SGD排泄速率约为6.96 cm/d。尽管该方法已广泛应用于各海域的研究中，但很少有研究考虑海水中的镭示踪剂被RSGD带走的损失项。

改进的镭质量平衡模型则充分考虑RSGD损失项所带来的影响下对传统模型的优化，研究表明，RSGD虽然不会改变地下水与海水之间的水量平衡，但却会显著改变镭的质量平衡[8-10]。而忽略RSGD损失的影响，将会不同程度地影响某地区海水排泄量的准确研究。张艳[10]在对胶州湾的研究中发现改进模型比传统模型计算的结果分别提高15%～28%(春季)和28.8%～43.3%(秋季)，可见传统模型对SGD的低估程度较大，因此，在评估过程中，RSGD的影响不可忽略。

在海底地下水排泄的过程中，往往还会伴随着大量营养盐、重金属和有机物等物质向海洋排泄，其排泄量对海岸带与河口处的水文地球化学循环及生态系统的稳定造成了较大影响[11-13]。在已有研究中，地下水中存在的营养盐、重金属离子等含量甚至高于地表水[13]，例如，Moore[1]通过研究发现，SGD输送的营养盐是河流的1.6倍；此外Xu[14]的研究表明在黄河三角洲地区，通过SGD输送的营养物质量是河流的5倍。这些过剩的营养盐输入会影响海水中营养盐的组成，并且容易引起大量藻类繁殖，进而引发赤潮，危害海洋环境[15-17]。就本研究区而言，辽东湾在沿海城市经济的快速发展下，已成为中国污染最严重的海洋地区之一，大量富营养化物质通过沿海地区的河流及地下水排入海中，导致辽东湾出现严重的富营养化问题[18]，加之辽东湾是典型的半封闭海湾，海水自净能力以及与外海水的交换能力较差[8]，因此，地下水相比于河水对于海水的贡献显得更为重要。根据中国海洋灾害公报显示，辽东湾东部海域在2014年5—6月曾发生过较大面积的赤潮，而位于辽东湾东部的营口海域近些年也是频繁发生赤潮现象，如能准确判断营口海岸带处的海底地下水排泄通量，便可以进一步分析因地下水排泄所导致的营养盐、重金属等污染物质的排泄通量，将有助于加快恢复该地区的生态环境，促进经济的可持续发展。但截至目前，营口地区的SGD尚不清楚，更无SGD所携带营养盐入海通量的文献记载，该地区尚为SGD研究的空白区域。

因此，本文以辽东湾东部营口海域为研究对象，以天然镭同位素(224Ra、228Ra)作为示踪剂，构建传统镭质量平衡模型与改进镭质量平衡模型分别求解SGD，探讨RSGD对研究区内水体刷新时间、SGD及携带氮磷营养盐通量的影响程度。

2 研究区概况

营口市位于辽东半岛的中部，大辽河入海口左岸，介于121.62°E—122.25°E，40.17°N—40.65°N之间。本次研究区域北起营口市大辽河，南至浮渡河，涉及海岸线总长约76.08 km。该区属于半湿润大陆性季风性气候，夏季炎热湿润，冬季寒冷干燥，夏季平均气温为25 ℃，冬季平均气温仅为-10 ℃。其位置概况如图1所示。

图1 营口地区地理位置及取样点分布Fig.1 Geographical location and distribution of sampling points in Yingkou area

受燕山运动影响，营口市三面环山，西边临海，地貌形态由东向西呈规律性变化，整体表现为低山-高丘陵-低丘陵-滨海平原。该地区地质与地貌特征主要为海积和河谷堆积平原。研究区海域底层沉积物以泥质砂、细沙为主，部分地区包含少量砂质粉砂和粉砂质砂。

该区地下水类型以第四系松散岩类地下水和基岩裂隙水为主，海积平原地下水赋存于第四系松散岩类孔隙中，含水层类型主要为全新世和上更新统的冲积层和冲洪积层，基岩裂隙水主要分布在东部低山和西部丘陵地区。研究区域内潜水含水层的主要补给方式以垂向补给为主，补给来源包括大气降水、河川的侧向补给和农田灌溉以及山前地下水径流补给越流补给等多种方式。该区含水层受到补给之后，地下水沿地势自东向西径流，径流速度随着含水层厚度、透水性相应减弱，地下水径流也随之减缓。地下水排泄方式主要包括河流、地下水径流与蒸发排泄和人工开采等。由于近年来农田灌溉的需要和大量人工开采地下水，营口地区地下水位低于河水位，在部分开采严重的地区形成降落漏斗。同时，营口地区能源化工厂和工业园区在生产过程中会造成大量的氮、磷等营养盐废液排入海水中，造成局部海域呈现出较强烈的富营养化状态，极易导致赤潮现象的发生。特别地，在2014年6月份，就曾经发生过大规模的赤潮(中国海洋灾害公报)。

3 采样与测试

采样工作于2019年9月进行，采样点设置见图1，其中，设置海水采样点25个，均取自水面以下1 m左右，取水体积为60 L，在靠近陆地的东部和南部沿海地区，采样点设置密集，而在远离陆地的海域采样点分散；滨海地下水采样点9个，取水体积5～35 L，均使用挖坑渗水的方法取地面以下1 m左右的水源；河水采样点7个，取水体积30 L。

本文使用RaDeCC(Radium Delayed Coincidence Counter)仪器测量3种镭同位素(223Ra、224Ra、228Ra)，该仪器是美国Scientific Computer Instruments 公司生产的四通道延时符合计数器。由于224Ra的半衰期是较短(3.66 d)，所以富集完成的锰纤维要在3 d内送到实验室进行测量。223Ra的半衰期是11.4 d，因此在采样的10～14 d后进行测量，以减少样品中224Ra的影响，测量完成后将锰纤维存放30 d左右，再对锰纤维进行228Th测量，用以校正因228Th衰变产生224Ra，从而得到初始224Ra活度；228Ra的半衰期是5.6 a，因此测量工作在半年之后进行。

4 结果与讨论

4.1 镭同位素等分布特征

采样点坐标及对应镭活度如表1所示。研究区海水中224Ra和228Ra的活度范围分别是10.55～94.76、103.36～242.92 dpm/(100 L)，平均活度分别为47.32、173.80 dpm/(100 L)；地下水中224Ra和228Ra的活度范围分别是113.69～2 103.78、84.5～389.47 dpm/(100 L)，平均活度分别为909.72、159.93 dpm/(100 L)。河水中的224Ra和228Ra的活度范围分别是17.23～76.80、7.77～82.21 dpm/(100 L)，平均活度分别为37.67、32.42 dpm/(100 L)。总体来说，地下水中镭的平均活度最高，而河水中的活度最低，其中，地下水中平均镭同位素活度是海水的19.23～0.92倍，是河水的24.15～ 4.92倍。

图2显示，海水中两种镭同位素的活度均随着盐度的增加而减少，这主要是由于营口海域的淡水输入以地下水为主[6]。随着离岸距离的增加，盐度在不断增大，而地下水的补给在逐渐减少，总体呈现出由东部沿岸向外海逐渐降低的趋势。此外，224Ra活度随着盐度增大而逐渐减小的程度比228Ra减小的程度要大，主要由于224Ra半衰期较短，在离岸距离增大的过程中自身衰变损失可以在短时间内不断增加；同时在离岸较远的海水中，由于颗粒悬浮物浓度降低，224Ra的来源也相应减少。

图3显示，辽东湾东部地区沿岸地下水中两种镭同位素的活度整体上随着盐度的增大而增大。这是由于地下水中的镭大多以溶于水中和吸附在沉积物颗粒上的形式存在，通过室内实验测量发现镭主要是以溶解态的形式存在，而吸附在沉积物颗粒上的镭会随着盐度增大从沉积物颗粒上解吸出来，使得水体中镭的活度越来越高。

表1 采样点坐标及对应镭活度

图2 海水中镭同位素与盐度关系Fig.2 Relationship between radium isotopes and salinity in seawater

图3 地下水中镭同位素与盐度关系Fig.3 Relationship between radium isotopes and salinity in groundwater

4.2 水体刷新时间及SGD

水体刷新时间是描述水体运移规律一个重要参数，评估水体刷新时间的方法主要有表观年龄模型法、纳潮量模型法，但这两种方法只考虑到了地下水向海输入的镭同位素，输入项没有考虑河流输入、河流悬浮颗粒物解吸及海底底部沉积物扩散输入及大气沉降输入，而损失项则未考虑与外海混合与RSGD引起的损失，使得最终的结果误差较大。

本文假设在取样期间，营口海域内部的镭同位素总量保持不变，即外界对镭同位素的输入和海湾向外输出的镭同位素相等。

海水中的镭同位素主要来自SGD输入、河流输入、海底沉积物扩散和解吸以及河流中悬浮颗粒物的解吸、大气沉积物的沉降输入，降水输入的镭通量可忽略不计[9]。损失项主要包括与近岸水的混合损失和放射性衰变。本文分析研究区的源和汇项，并利用224Ra、228Ra建立了镭质量平衡方程来计算SGD。计算公式为[19]

FSGD+Friver+Fsed+Fatm=Fdecay+Fmixing。

(1)

式中：FSGD为来自SGD输入的镭224Ra或228Ra通量；Friver为河流输入的224Ra或228Ra通量；Fsed为沉积物扩散的224Ra或228Ra通量；Fatm为大气沉降输入的224Ra或228Ra通量；Fdecay为来自放射性衰变的224Ra或228Ra通量；Fmixing为扩散到外海水中的镭224Ra或228Ra通量。

在采样过程中，由于河流清澈见底，由河流所携带的悬浮物颗粒解吸的镭通量忽略不计。入海河口区河流颗粒物上的镭活度因为水体悬浮颗粒浓度的增加而加快吸解，河口地区的镭活度高于河流中上游。因此，选择在河口地区的224Ra、228Ra活度来计算更为准确。本研究区内入海河流的径流量及224Ra和228Ra的通量如表2所示。最终，河水的224Ra、228Ra的输入值分别为2.78×109、2.89×109dpm/d。

表2 河流径流量及224Ra和228Ra的活度和通量

224Ra的混合损失包括放射性衰变的混合扩散。混合扩散项[19]的公式为

(2)

式中：Vbay表示研究海域内的海水体积(m3)；I22i表示研究海域的224Ra、228Ra的库存(dpm)；22iRaop表示外海水224Ra、228Ra活度(dpm/(100 L))；Tf表示水体刷新时间(d-1)。

228Ra半衰期长，在本文研究时间尺度内，衰变损失量可忽略不计，224Ra放射性衰变的计算公式为[6]

Fdecay=λ224Vbay224Rabay。

(3)

式中：λ224为224Ra的衰变系数(衰变系数为0.189 d-1)；224Rabay表示研究海域的224Ra的平均活度(dpm/(100 L))。

海底沉积物的扩散是镭的来源之一，其对计算结果的影响不可忽略[20]。计算公式为

Fsed=JsedA。

(4)

式中：Jsed表示海底沉积物中最大扩散通量；A表示海底沉积面积(m2)。辽东湾海底沉积物主要由细粉砂质和黏性粉砂质组成[21]。

根据文献[20]，224Ra在细粒沉积物中的扩散通量约为210 dpm/(m2·d)，228Ra在细粒沉积物中的扩散通量约为2.1 dpm/(m2·d)。已知研究区海底沉积物面积约为1.73×109m2，故海底沉积物中224Ra的扩散量约为3.76×1011dpm/d。而228Ra的扩散通量约为3.76×109dpm/d。

大气沉降输入镭的通量等于大气沉降的悬浮物的量与颗粒上的镭解吸的系数的乘积。根据Liu等[22]估算，整个渤海区域的大气颗粒物沉降量为2.3×1012gyr-1。由于研究区的面积仅为渤海面积的2.28%，研究区的大气沉降颗粒物的量为1.44×108g/d。228Ra的最大解吸系数为2 dpm/g，224Ra的最大解吸系数也是2 dpm/g[23]。则研究区大气沉降输入的228Ra、与224Ra通量同为2.88×108dpm/d。

联立式(1)—式(4)可得：

QSGD224Ragw+Qr224Rar+Fsed+Fatm=

(5)

QSGD228Ragw+Qr228Rar+Fsed+Fatm=

(6)

式中：QSGD、Qr分别是SGD通量和河流径流量(m3/d)；224Ragw、228Ragw、224Rar、228Rar、224Raop、228Raop和224Rans、228Rans分别是地下水、河水、公海和近岸海水中的224Ra、228Ra活度(dpm/(100 L))；224Fsed、228Fsed和224Fatm、228Fatm分别是来自沉积物和大气沉积的224Ra和228Ra通量(dpm/d)；I224、I228是海湾水中224Ra和228Ra的库存(dpm)；V是海湾水的体积(m3)；λ228是镭同位素228Ra的衰减常数。其中224/228Ragw-ns是两种镭同位素的地下水端元和近岸海水端元活度差的比值(离地下水采样点距离最近的海水采样点)，最终，通过式(5)、式(6)，求得水体刷新时间为

(7)

对于地下水端元值的选择，本文选取GW-1、GW-2、GW-9地下水端元值比值的平均值(0.89)作为地下水端元值，最终求出水体刷新时间为9 d。将所求水体刷新时间及所需参数(表3)代入式(6)中，计算得到SGD通量为(3.09～3.51)×108m3/d。

表3 水盐质量平衡模型计算过程中所使用的具体参数

4.3 改进模型下的海底地下水排泄

4.3.1 水盐质量平衡方程

研究区内水的主要来源为大气降水(PT)、河流输入(Qr)、陆源海底地下水排泄(QSFGD)以及外海水的输入量(Qin)，而损失项为蒸发量(ET)，研究区内海水排泄到外海的流出量(Qout)。对于水盐质量平衡方程，研究区内海水的盐度为陆地流入湾内的淡水与湾外流入湾内海水混合的盐度，选取离岸相对较远的SW25与SW20盐度的平均值(33.28)作为外海盐度。假设在取样期间，辽东湾东部海域的总水量保持不变，则水盐平衡方程为：

(8)

(9)

(10)

式中：Ms为营口海域研究区内总盐量；Ss为湾外的海水盐度。

将表1、表2数据代入式(10)，求得SFGD通量为4.01×107m3/d。

4.3.2 水体刷新时间和SGD

本节主要以张艳[10]提出的在考虑RSGD在整个循环过程中对镭同位素影响的改进方法来计算水体刷新时间，利用改进的镭质量平衡模型，求取SGD的公式为：

(11)

QSGD=QSFGD+QRSGD。

(12)

以式(11)为基础，结合式(12)，即可推出导出水体刷新时间的计算公式为

(13)

式中：i、j代表228Ra、224Ra的8或4，其表达式可简化为

(14)

22j/22iRagw-ns本文采用224Ra和228Ra的地下水端元值与相应近岸海水端元值的比值分别为：

22jF=λ22jI22j-QSFGD22jRans-

QR22jRar-22jFsed-22jFatm；

(15)

22iF=λ22iI22i-QSFGD22iRans-

QR22iRar-22iFsed-22iFatm。

(16)

由于228Ra的衰变周期较长，λ228I228可以忽略不计。本文以SW25镭的活度作为228Ra、224Ra的外海背景值，近岸地下水GW-2、GW-9作为地下水端元值。将所需数值代入公式，最终得到水体刷新时间为14.35～18.11 d，与传统水体刷新时间的计算模型比较发现，考虑RSGD情况下水体刷新时间比原来扩大了59.44%～101.22%。而改进模型下的SGD计算公式为：

QSGD=[I228-Vbay288Raop+Tf(λ288I288-

Tf228Ragw-ns；

(17)

228Ragw-ns=228Ragw-228Rans。

(18)

最终，求得在考虑RSGD情况下的SGD通量为(3.55～4.39)×108m3/d(其中所需参数见表4)。通过与已有研究成果进行对比(表5)，本研究区计算得到的辽东湾东部海域的SGD速率处于较高水平，主要是因为本文考虑了RSGD，且本文将海底沉积物扩散通量和大气沉降输入都计算在内，这些因素都会影响海底地下水排泄速率。

表4 镭质量平衡模型计算所需参数

表5 我国不同研究区域海底地下水排泄速率

4.4 营养盐

海洋中的营养物质的来源途径主要包括SGD输入、河流输入、大气沉降输入、海底沉积物扩散输入等。这些营养物质可能被用于维持初级生产阶段的浮游植物的生长，而SGD对沿海的营养物质输送至关重要。

目前，研究营养盐通量的方法较多，方法1为简单的SGD通量与地下水端元营养物质的浓度乘积。该方法已经在世界上很多地区的研究中得以应用[29-30]。但该方法没有考虑到海水由潮汐作用等方式输送到内陆地下水时所携带的营养盐通量，所以会高估内陆输入到海的营养盐通量。方法2是在只考虑SFGD输送的营养盐通量，这将忽略RSGD的输入的营养盐通量[23]。方法3是用SGD乘上地下水和海水营养盐浓度的差[31]。本文采用方法4同时考虑再循环海水进入海水层带走物质的量这一项及重新返回海洋所携带的物质的量，因此，SGD输入到辽东湾的营养物质通量为

FN=QSGDNgw-QRSGDNns。

(19)

式中：FN是来自SGD或河流的养分通量；Ngw和Nns分别是地下水营养物质浓度和近岸海水中的营养物质浓度。

方法1计算结果为：SGD输入的DIP通量为3.37×106mol/d，DIN通量为2.38×108mol/d；方法2计算SFGD输入的DIP通量为3.01×105mol/d，DIN通量为2.19×107mol/d；方法3计算结果为DIP通量是1.33×106mol/d，DIN通量为1.67×108mol/d。根据式(18)计算研究区东部海域SGD输入的DIP、DIN通量分别为1.52×106、1.73×108mol/d。来自河流的养分通量对于DIN通量为3.44×106mol/d，对于DIP通量为3.90×104mol/d(所用营养盐数据见表6)。4种方法计算得到的DIN、DIP通量如图4所示。

表6 研究区域的地下水、海水和河水样品中的营养盐浓度

图4 4种不同方法计算的氮磷总量Fig.4 Total nitrogen and phosphorus concentration calculated by four different methods

结果发现，方法1评估的营养盐的排放通量要明显高于其他方法。而仅考虑SFGD输送营养盐通量的方法，则向海输送的营养盐通量与其他3种方法差了一个数量级，且输送的氮磷比低于河水的88.36，而本文利用方法4得到的向海输送的物质通量则处于一个平均位置，能够更加均衡的表现SGD向海输入营养盐通量的多少。

4.5 不确定性分析

在本研究中使用的镭质量平衡模型中，某些数据的选择会对结果有很大的影响。对于改进镭质量平衡模型计算的水体刷新时间，若是本文采用GW-9作为地下水端元值点，则计算的水体刷新时间为18.11 d，比地下水端元点选择GW-2大26.2%。在建立镭质量平衡模型过程中，本文考虑了海底沉积物扩散输入和河流悬浮物的输入以及大气沉降输入。由于河流悬浮物输入量级很小，因此忽略不计，而海底沉积物扩散输入对短衰变周期镭同位素的影响比较大，若选取地下水端元值GW-2计算不考虑海底沉积物扩散的水体刷新时间，则水体刷新时间为10.09 d，相较于考虑海底沉积物扩散输入的水体刷新时间少42.22%。而选取地下水端元值GW-9，则不考虑海底沉积物扩散输入的水体刷新时间为12.76 d，相较于考虑海底沉积物扩散输入的水体刷新时间少41.93%。

镭质量平衡模型中的不确定因素主要是地下水端元值、外海背景值。研究发现，通过增加地下水样本的数量可以减少模型估计的不确定性。结果表明，若平均河流量增加或减少50%，SGD通量将增加或减少约1%，表明河流流量对SGD通量的影响很小，而使用228Ra计算SGD通量，可以忽略海底沉积物扩散输入，则SGD的变化不到1%。地下水端元值在改进模型中的作用尤为突出，选择GW-2作为地下水端元值点，计算得到的SGD是4.39×108m3/d，比GW-9作为地下水端元值大23.66%。由此证明选取一个合适的地下水端元值至关重要，但目前对其选取方法尚未达成共识，仍是一个亟待解决的重点难题。

5 结 论

营口海域表层海水中224Ra、228Ra的活度浓度随盐度的增大而减小；而地下水中的224Ra、228Ra活度浓度随水体盐度的增加而降低。镭质量平衡模型计算水体刷新时间为9 d，改进后的镭质量平衡模型计算出的水体刷新时间为14.35～18.11 d，其结果增大了59.44%～101.22%，因此，RSGD是评估水体刷新的时间的重要因素。传统模型下的SGD通量为(3.01～3.51)×108m3/d，而考虑RSGD的镭质量平衡模型评估的SGD通量为(3.55～4.39)×108m3/d，相比于传统模型，改进模型计算的SGD通量增加了17.94%～25.07%。在国内仅有的研究中，张成成[6]利用改进方法求取的SGD比传统方法偏大约50%，证明RSGD对研究结果的重大影响；与此同时，张艳[10]在对胶州湾的研究中同样证实了改进方法求得的SGD要高于传统方法，本文得出的结论与前人的研究类似，进一步证实本文章结论的准确性。在未来的研究中，还需进行更深入的季节性对比研究，以确保本文结论的适用性。