陳添斐，王旭升，胡曉農(nóng)，盧會婷，鞏艷萍

(1:中國地質(zhì)大學(北京)地下水循環(huán)與環(huán)境演化教育部重點實驗室,北京 100083)(2:中國地質(zhì)大學(北京)水資源與環(huán)境學院，北京 100083)

巴丹吉林沙漠鹽湖躍層對地下淡水排泄的指示作用*

陳添斐1，王旭升2**，胡曉農(nóng)1，盧會婷2，鞏艷萍2

(1:中國地質(zhì)大學(北京)地下水循環(huán)與環(huán)境演化教育部重點實驗室,北京 100083)(2:中國地質(zhì)大學(北京)水資源與環(huán)境學院，北京 100083)

位于阿拉善高原的巴丹吉林沙漠分布有大量鹽湖.為揭示鹽湖分層特征以及地下水對鹽湖水體的影響，選取沙漠腹地的第二大鹽湖——蘇木巴潤吉林，對9月份湖水的溫度和電導率剖面進行了觀測.結(jié)果表明，盡管所測鹽湖寬深比大于90，還是存在溫躍層.溫躍層的礦化度(TDS)為60～160 g/L，靠近湖底的水體存在TDS低值異常區(qū)，形成化躍層，推測為地下淡水集中排泄所致.這種湖底泉在其它較淺的鹽湖水體中也存在，說明深、淺層地下水對鹽湖水分及鹽分都有貢獻.溫躍層水溫隨深度的變化近似符合靜止水體的熱傳導規(guī)律，并沒有受到地下水排泄熱量的顯著影響.研究區(qū)鹽湖躍層的季節(jié)性變化還有待進一步研究.

溫度；礦化度；地下水；巴丹吉林沙漠；蘇木巴潤吉林

巴丹吉林沙漠位于阿拉善高原，面積約4.92×104km2，是我國第三大沙漠，以高大的沙山和星羅棋布的湖泊聞名于世.沙山主要集中在沙漠中部，一般高200～300m，最高可達500余米.伴隨高大沙丘，沙漠內(nèi)還發(fā)育100多個湖泊[1]，面積多為0.1～1.0km2，接近或超過1.0km2的有5個湖，分別為諾爾圖、蘇木巴潤吉林、呼和吉林、音德爾圖和巴丹[2-3].巴丹吉林沙漠屬于極度干旱區(qū)，多年平均降水量約為100 mm，而多年平均蒸發(fā)量大于3000 mm[4].高大沙丘與湖泊共存的奇特景觀引起了國內(nèi)外學者的關(guān)注.從水均衡角度來看，湖面接受的降水量遠小于湖泊蒸發(fā)耗水量，而且沙漠幾乎不存在地表徑流，因此地下水就成為湖水的主要補給來源.然而，由于缺乏觀測資料，人們尚不了解這些沙漠湖泊的水體結(jié)構(gòu)特性，也不清楚沙漠地下水如何影響這些湖泊.

沙漠湖泊理化特性的空間分布不僅是對湖泊演變狀態(tài)最直觀的表達，而且對地下水的排泄方式具有一定的指示意義.巴丹吉林沙漠湖水的礦化度變化范圍很大，介于1～400g/L之間[3].在水化學性質(zhì)已知的湖泊中，一半以上礦化度大于35 g/L，屬于鹽湖.因此，巴丹吉林沙漠湖水的來源和變化特征成為研究熱點，現(xiàn)有研究多集中于討論沙漠水分的宏觀來源[4-11]，少數(shù)研究湖泊群水化學空間分布特征[12]以及湖泊數(shù)量、面積的季節(jié)性變化[13-14].相對而言，典型湖泊水體空間特性及地下水排泄方式的觀測研究較少.最近，陸瑩等[15]基于分層采樣資料，初步分析了諾爾圖理化剖面的季節(jié)性變化，但沒有確定地下水的排泄方式.本文選擇巴丹吉林沙漠的第二大鹽湖——蘇木巴潤吉林，進行剖面特征的觀測，發(fā)現(xiàn)了溫躍層和鹽躍層，其中鹽躍層對地下淡水排泄具有一定的指示作用.

1 數(shù)據(jù)來源與研究方法

1.1 觀測方法

蘇木巴潤吉林位于巴丹吉林沙漠的東南部(39°46′～39°48′N, 102°24′～102°26′E)(圖1)，面積1.24 km2.湖周圍為沼澤化草甸，植物低矮而密集，向外是鹽生化草甸，長有大片的蘆葦和芨芨草，形成典型的沙漠濕地景觀.2012年9月，筆者在蘇木巴潤吉林的北部選取一個控制性剖面線，對湖水不同深度的溫度和電導率進行了測定.所采用的測量儀器為加拿大Solinst公司生產(chǎn)的107型TLC溫鹽深計，可同時測定水位、水溫和電導率，水位通過繩長確定，溫度的量程為-15～50℃、精度為±0.3℃. TLC儀的表計最大電導率可以達到999.9mS/cm，儀器使用手冊中指出電導率在0～80mS/cm范圍的校準試驗表明精度可以達到±2%.

本次測量共布設(shè)22個測點(圖1)，每個測點理化性質(zhì)隨深度的變化通過從湖面至湖底依次進行觀測，即每隔1m測定1次溫度和電導率，遇到觀測數(shù)據(jù)快速變化的深度段，測試間隔減小為0.5m.每測完1個點，將承重鐵環(huán)綁在一根長繩上，讓鐵環(huán)沉入湖底，再在繩子的另一端系上一個浮球作為該點的標志，為控制測點距離提供參照物.

圖1 研究區(qū)和測點位置(W7為地下水觀測孔)Fig.1 Location of study area and observation points(W7 is a groundwater observation well)

2012年9月上旬在鹽湖東北部的沙丘上鉆取了一個地下水觀測孔，即圖1中的W7.該孔深度為16.3m，觀測到地下水埋深5.5m，地下水位比湖面高出約1.9m.在W7的水位下安裝了斯倫貝謝水務(wù)公司出產(chǎn)的水溫-水壓傳感器(MiniDiver)，監(jiān)測地下水溫度和水位的變化. MiniDiver的溫度量程為0～40℃，精度為±0.1℃.

1.2 數(shù)據(jù)處理

觀測結(jié)果表明不同深度的湖水溫度存在一定的差異.由于水體的電導率受溫度影響較大，為換算成礦化度，需將不同溫度下測定的電導率統(tǒng)一轉(zhuǎn)化為標準溫度下(25℃)的電導率.一般地，溫度與電導率呈非線性關(guān)系，但當溫度變化范圍較小時接近線性相關(guān)，常采用如下形式的線性公式[16]:

EC25=ECt/[1+a(T-25)]

(1)

式中，ECt為測定溫度下的電導率(mS/cm)，EC25為25℃下的電導率(mS/cm)，a為溫度補償因子(℃-1)，T為測定溫度(℃).為了確定溫度補償因子，根據(jù)野外實測的電導率值和溫度值的范圍，自主配比NaCl溶液，采用同一個TLC溫鹽深計進行校正試驗，測定各個溫度對應(yīng)的電導率，繪制電導率與溫度的關(guān)系曲線.由此確定a為0.0194℃-1，該值與前人研究鹽湖時提供的經(jīng)驗數(shù)值一致[17]，說明校正方法可靠.

礦化度(TDS)與標準溫度下(25℃)的電導率近似呈正比關(guān)系[17]，可以用公式表示為:

[TDS]=EC25/k

(2)

式中，系數(shù)k與溫度無關(guān).根據(jù)蘇木巴潤吉林表層湖水的實測礦化度(128g/L)和25℃時實測電導率值(208mS/cm)確定系數(shù)k為1.625(mS/cm)/(g/L).利用這個參數(shù)值即可將標準溫度下(25℃)的電導率數(shù)值轉(zhuǎn)化為對應(yīng)的礦化度，具有相對意義.筆者利用NaCl配置高礦化度溶液對TLC儀所測電導率的轉(zhuǎn)換精度進行了校核，確定上述轉(zhuǎn)換方法的相對誤差在6%以內(nèi)，是可以接受的.

2 結(jié)果與分析

2.1 溫度剖面特征

根據(jù)胡汝驥等的研究[18-19]，干旱區(qū)湖泊的寬度往往比深度大幾個甚至數(shù)十個數(shù)量級，呈淺碟狀，在風生湖流的作用下，湖泊水體能夠得到充分混合，導致垂向上各個深度的水溫、礦化度、水流速率等理化特性具有很強的均勻性，幾乎沒有分層現(xiàn)象.本研究在蘇木巴潤吉林測量的斷面也呈現(xiàn)干旱區(qū)湖盆常見的淺碟形，湖水最深為11.1m，寬為1025m,寬深比達到93.那么，這個鹽湖是否也不存在分層現(xiàn)象呢？

對于上述問題，觀測結(jié)果給出了否定的答案.蘇木巴潤吉林在9月份的水溫隨深度的增加而減小，而水溫的橫向變化很小，具有正溫層分布特征(圖2).當水深小于6m時，垂向溫度梯度很小，水溫介于22.0～24.0℃之間，幾乎均勻分布，與湖面氣溫基本一致.這是由于淺層湖水受到風、太陽輻射等驅(qū)動產(chǎn)生對流，導致水體混合溫度趨于均勻分布.據(jù)此，該鹽湖9月份的混合層(圖2中的A層)厚度約為6m.當水深大于6m時，橫向的溫度梯度一般仍然小于0.01℃/m，僅在靠近湖的東岸處橫向溫度梯度可以達到0.04℃/m.而在垂直方向上，混合層以下的水溫隨深度的增加迅速減小，溫度梯度均大于0.2℃/m，平均溫度梯度為3.5℃/m，屬于典型的溫躍層[20-21].這一溫躍層的厚度近似有5m(圖2中的B層).溫躍層水體幾乎靜止，熱量擴散慢，從而形成較大的溫度梯度.

2.2 礦化度的剖面分布特征

總體而言，蘇木巴潤吉林礦化度垂向上的分層現(xiàn)象不如溫度的分層現(xiàn)象明顯，但也有一定的分層特征(圖2).當水深小于6m時，處于混合層內(nèi)，礦化度分布比較均勻，介于120～140g/L之間.這是由于該層存在強烈的混合作用導致湖水的化學性質(zhì)比較均一.當水深大于6m時，湖水鹽度的空間變異性增強，礦化度介于60～160g/L之間，其橫向和垂向的變化都比混合層顯著.隨著深度增加，礦化度總體發(fā)生2次大的突變：一次是在水深為7m時，礦化度驟降10～20g/L；另一次則是在靠近湖底時，礦化度急劇下降30～90g/L.在橫向上，礦化度的變化梯度小于垂向梯度.在距西岸837m處，礦化度隨深度先增大至163g/L，后減小.在距西岸913m處，溫躍層礦化度隨相對深度的增加而降低，靠近湖底時礦化度異常低，約為68g/L.這說明溫躍層的礦化度分布比溫度分布具有更強烈的不均勻性.

圖2 蘇木巴潤吉林溫度和礦化度的剖面分布圖(A為混合層，B為溫躍層)Fig.2 Temperature and salinity profiles of Sumu Barun Jaran(zones A and B are the mixing layer and thermocline, respectively)

圖3 蘇木巴潤吉林礦化度隨深度變化的散點圖(A和B為2條趨勢線)Fig.3 Scatter diagram of salinity-depth trends in Sumu Barun Jaran(A and B are two trend curves)

為了更宏觀地判斷湖水鹽分的空間變化趨勢，繪制了礦化度隨深度變化的散點圖(圖3).可以看出，當水深小于7m時，礦化度隨深度的變化不明顯(平均值為130g/L)，且同一深度處礦化度的最大值與最小值相差不超過10g/L.當水深大于7m時，礦化度隨深度的變化表現(xiàn)出2種相反的趨勢：一種隨深度的增加近似呈指數(shù)趨勢減少，最小TDS接近60g/L；另一種則隨深度的增加近似呈線性趨勢增加，最大TDS接近160g/L.這2種變化趨勢可分別擬合為圖3中的A、B線，即：

TDS(z)=68.35+55.9exp[-1.21(z-7)],z>7m

(3)

TDS(z)=7.67z+67.8,z>7m

(4)

擬合的相關(guān)系數(shù)R2值分別為0.84和0.54.推測B線為一般情況下湖水鹽分剖面，即礦化度和密度大的湖水受重力作用下沉，而礦化度和密度相對較小的湖水浮在淺層. B線的情況主要出現(xiàn)在湖的西半部分.相比之下，A線與B線的趨勢相反，推測是受到了地下水集中排泄區(qū)的影響，將在3.3節(jié)進行詳細討論.

3 討論

3.1 形成混合層的動力條件

在蘇木巴潤吉林觀測的9月份水溫和礦化度剖面顯示了沙漠鹽湖混合層的存在.混合層內(nèi)湖水具有較強的動力條件，即湖水在風、密度差異、太陽輻射等驅(qū)動下發(fā)生強烈的對流和混合作用，導致湖水的理化性質(zhì)趨于均一.混合層的厚度并非恒定的，而是會發(fā)生季節(jié)性的變化，并對鹽分的混合過程產(chǎn)生影響.陸瑩等[15]在諾爾圖的觀測表明常年情況下混合層的厚度為4～9m，少數(shù)情況下出現(xiàn)整體混合.蘇木巴潤吉林應(yīng)該也有類似情況.這說明即使是寬深比很大的淺碟型湖泊，在條件合適的情況下，也可以出現(xiàn)混合層的常態(tài)化.研究區(qū)盛行西北風和西風，年平均風速大于2m/s，對驅(qū)動湖水對流、形成整體混合是有利的.然而，巴丹吉林沙漠湖泊的周圍存在高大沙山，對風場有擾動、削弱作用，導致湖面的風力并不像平原區(qū)那么顯著，限制了混合層向下的擴展.受觀測計劃和野外條件的限制，本研究只獲得9月份的情況，未能捕捉到不同季節(jié)混合層的變化.湖水混合層形成的具體動力學特征和變化規(guī)律還需要開展進一步觀測研究.

3.2 溫躍層是否指示地下水排泄

本文所研究的鹽湖位于封閉盆地，不發(fā)育地表水，因此地下水是湖泊最主要的水分來源.那么，湖泊水溫剖面特征是否能夠反映地下水向湖泊的排泄方式呢？

觀測結(jié)果表明蘇木巴潤吉林9月份的溫躍層大概從6m深度開始，溫度從24℃左右下降到8℃左右，溫差達16℃，在湖底形成低溫區(qū).2012年9月至2013年4月期間，W7孔觀測到地下水的溫度在15.0～17.5℃之間變化.這說明鹽湖周圍地下水的溫度介于9月份鹽湖底部溫度和混合層溫度之間，因此湖底的低溫區(qū)不能完全解釋為地下水排泄的作用.

蘇木巴潤吉林溫躍層的形成很可能只是湖泊水體響應(yīng)氣溫變化發(fā)生熱運移的結(jié)果.為此，在忽略地下水排泄作用的前提下進行了理論推測.假設(shè)混合層的水溫與日平均氣溫保持一致，而溫躍層水體保持靜止狀態(tài)，則溫躍層的垂向熱傳導可以近似用擴散方程描述[22].如果混合層溫度(假設(shè)與氣溫一致)季節(jié)性波動采用正弦函數(shù)表示，同時忽略地下水排泄引起的熱量傳遞，把溫躍層的下邊界假設(shè)為絕熱邊界，則溫度在溫躍層的變化可以采用以下解析解[22]表示:

(5)

式中，T(z,t)為溫度分布函數(shù)；z為從溫躍層頂面算起的深度(L)；t為時間(T)；T0為多年平均氣溫(℃)；A為氣溫振幅的多年平均值(℃)；ω為頻率與2π的乘積(d-1)；a為水體熱擴散系數(shù)(L2/T);t0為一年開始后，到春夏之交時刻(即氣溫等于年平均氣溫的時刻)的天數(shù)(d).式(5)就是溫躍層水溫剖面隨季節(jié)變化的理論近似，即溫度振幅隨深度變小，當深度很大時水溫與平均氣溫幾乎相同.

利用式(5)描述溫躍層的季節(jié)性變化必須有氣象資料.中國地質(zhì)大學(北京)在蘇木巴潤吉林湖邊安裝了氣象儀器，只有1年左右的觀測資料，顯示氣溫的變化與中泉子氣象站(距離巴丹吉林沙漠最近的氣象站)的同期監(jiān)測結(jié)果基本一致.為得到多年平均狀態(tài)的結(jié)果，本文使用中泉子氣象站1957-1999年的氣溫數(shù)據(jù)[23]，得到T0=8.9℃，A=17.4℃，t0=98.9d，ω=2.0×10-7d-1.另外，蘇木巴潤吉林的水化學成分以Na+為主要陽離子，以Cl-為主要陰離子[3].根據(jù)氯化鈉水溶液熱擴散系數(shù)的研究結(jié)果[24]，結(jié)合實測的湖水礦化度值，可初步確定溫度擴散系數(shù)的取值為a=1.5×10-7m2/s，即0.013m2/d.將這些參數(shù)代入式(5)可以推測不同季節(jié)溫躍層水溫隨相對深度(相對混合層底部的深度)的變化.

圖4 溫躍層溫度變化的模型推測：(a) 9月份模擬值與實測值擬合圖；(b) 不同季節(jié)溫度剖面模擬結(jié)果Fig.4 The change in temperature in thermocline speculated by the model:(a) simulation versus observation for temperature in September;(b) the simulation results of temperature profile in different seasons

9月份溫躍層實測溫度與理論推算結(jié)果的擬合情況表明(圖4a)，溫躍層頂面深度為6.67m時擬合最佳，相關(guān)系數(shù)達到0.94，說明模型是可靠的.由此進一步推測春(3月)、夏(6月)、秋(9月)、冬(12月)各個季節(jié)的溫躍層水溫剖面(圖4b),可見春季和冬季呈現(xiàn)逆溫特征，即溫度總體上隨深度的增加而增大；夏季和秋季呈現(xiàn)正溫特征，溫度總體上隨深度的增加而減小.這些推測結(jié)果與前人研究[15,20]發(fā)現(xiàn)的規(guī)律較為一致.圖4b還顯示出相對深度3m以下水溫趨于穩(wěn)定，季節(jié)性變化幅度小于3℃，這意味著湖底的溫度近似為多年平均氣溫.不過，混合層和溫躍層的厚度都會隨季節(jié)變化，圖4b并不完全能夠代表實際情況，真實溫度剖面的季節(jié)性變化還有待進一步開展野外調(diào)查.

雖然式(5)忽略了地下水排泄引起的熱量傳遞，卻能夠很好地解釋湖底9月份低溫區(qū)的形成.這說明蘇木巴潤吉林夏季湖底的低溫區(qū)對地下水的排泄并不具有實質(zhì)性的指示意義，也從另一個角度說明地下水排泄所伴隨的熱量傳遞不足以對湖水溫度剖面產(chǎn)生可觀的影響.

3.3 化躍層對地下水排泄的指示作用

在混合層以下，蘇木巴潤吉林鹽分的分布并不像溫度的分布那樣規(guī)則，表現(xiàn)出較強的空間變異性.比較突出的是在剖面東部的湖底附近出現(xiàn)礦化度的異常低值區(qū)，形成了化躍層，其TDS值不到混合層平均TDS值的一半.筆者用TLC溫鹽深計對W7孔中的地下水進行了觀測，其電導率只有1.376mS/cm，說明地下水礦化度小于1 g/L.因此，靠近湖底的湖水礦化度異常低值區(qū)很有可能指示了地下淡水的集中排泄點或排泄帶，即可能存在湖底泉.當?shù)叵滤诤准信判箷r，混合作用就可以降低局部湖水的礦化度，地下水排泄量越大，鹽分稀釋作用就越強.筆者判斷圖3中的A曲線就是這種稀釋作用的結(jié)果，主要發(fā)生在靠近東岸的湖底.

圖5 巴丹吉林沙漠鹽湖的水流概念模型Fig.5 The conceptual model of flow in salt lakes in the Badain Jaran Desert

在巴丹吉林沙漠，地下水以泉水方式向湖泊排泄是普遍現(xiàn)象[25]，湖底泉也屢見不鮮.例如，蘇木吉林的北部水體較淺，離湖岸約3m處的湖底有多處泉水翻涌，形成上部直徑4～5m的倒錘形坑，最深約1.3m，坑底的湖水TDS顯著低于淺層湖水.本文把相對湖面深度5m以上的地下水稱為淺層地下水，把更深部位的地下水稱為深層地下水.因此，蘇木吉林肉眼所見的湖底泉是淺層地下水集中排泄的直觀表現(xiàn)，而蘇木巴潤吉林鹽分剖面所顯示的湖底泉屬于深層地下水集中排泄的表現(xiàn).淺層、深層地下水的排泄與湖水運動狀態(tài)之間的關(guān)系用圖5來概括.當深層地下水排泄到湖底后，將形成向上的水流，最終匯入到混合層，并通過蒸發(fā)轉(zhuǎn)變?yōu)榇髿馑?從這一點看，其實溫躍層的湖水并非完全靜止，總體上應(yīng)該有向上運動的趨勢，只不過由于過水斷面很大，平均流速很小，遠小于湖面的蒸發(fā)強度(不足10mm/d).這樣緩慢的流動不會對混合層產(chǎn)生明顯影響.深層地下水排泄不一定就發(fā)育在溫躍層，也可能發(fā)育在混合層，但可能由于混合作用強烈而無法通過鹽分剖面揭示出來.

鹽湖化躍層的形成并不一定都是地下水排泄造成的，與鹽湖的具體環(huán)境有關(guān).青藏高原的錯尼湖存在淺層水溫低、深層水溫高的溫度分層現(xiàn)象[26-27]，同時也存在淺層鹽度低、深層鹽度高的化學分層現(xiàn)象[27].鄭綿平等[27]提出這是鹵水太陽池效應(yīng)造成的，與過去認為的地下熱水排泄[26]關(guān)系并不大.本研究在蘇木巴潤吉林觀察到的水溫和鹽分分層特征與錯尼湖存在很大差異，顯然形成機理也不同.

4 結(jié)論

根據(jù)典型鹽湖溫度和鹽度的剖面觀測結(jié)果，巴丹吉林沙漠鹽湖盡管水深不大，但可以發(fā)育混合層和溫躍層，溫躍層近似滿足靜止水體的熱傳導條件.靠近湖底位置可以觀測到礦化度異常低值區(qū)，形成化躍層，很可能指示了地下水在湖底集中排泄所形成的湖底泉.

本研究只對蘇木巴潤吉林進行了剖面掃描測量，時間也集中在9月份，這種有限的觀測遠不足以揭示沙漠鹽湖的水動力條件及其與地下水相互作用的全部特征.這些鹽湖是否全部有溫躍層？水體結(jié)構(gòu)如何隨季節(jié)變化？化躍層與湖底泉的流量有什么關(guān)聯(lián)？種種更加深入的問題有待于通過進一步的觀測研究加以解決.

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Clines in salt lakes in the Badain Jaran Desert and their significances in indicating fresh groundwater discharge

CHEN Tianfei1, WANG Xusheng2, HU Xiaonong1, LU Huiting2& GONG Yanping2

(1：MinistryofEducationKeyLaboratoryofGroundwaterCirculationandEvolution,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,P.R.China)(2：SchoolofWaterResourcesandEnvironment,ChinaUniversityofGeosciences,Beijing100083,P.R.China)

A number of salt lakes exist in the Badain Jaran Desert that located in the Alxa Plateau, China. To reveal the stratification characteristics of salt lake water and the impacts of groundwater to the lakes, a survey of the depth-dependent temperature and electric conductivity in September was carried out in the second largest salt lake: the Sumu Barun Jaran. Thermocline is observed even though the lake has a big wide/deep ratio that is higher than 90. The salinity(TDS) varies from 60 to 160g/L, exhibits a relatively strong spatial variation. Abnormally low TDS zones exist near the lake bottom, forming chemocline in the themocline, which is considered to be influenced by concentrated discharge of fresh groundwater. This type of sub-lake springs have also been observed beneath shallow water bodies in other salt lakes, showing that both shallow and deep groundwater contribute water and salts into the lakes. Variation of temperature versus depth in the thermocline approximately satisfies the heat transfer in a static water body, is not significantly influenced by heat transfer from groundwater discharge. Further investigations are required for the seasonal variation patterns.

Temperature; salinity; groundwater;Badain Jaran Desert; Sumu Barun Jaran

*國家自然科學基金重大研究計劃項目(91125024)和核設(shè)施退役及放射性廢物治理項目(科工二司[2013]727號)聯(lián)合資助.2014-02-24收稿；2014-06-12收修改稿.陳添斐(1987～)，女，博士研究生；E-mail：chentianfei1987@126.com.

**通信作者；E-mail:wxsh@cugb.edu.cn.