孔凡翠，楊英魁，馬玉軍，沙占江,5，凌智永，王建萍

(1：中國科學(xué)院青海鹽湖研究所，中國科學(xué)院鹽湖資源綜合高效利用重點實驗室，西寧810008)(2：青海省鹽湖地質(zhì)與環(huán)境重點實驗室，西寧 810008)(3：青海大學(xué)，西寧 810016)(4：青海師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院，青海省自然地理與環(huán)境過程重點實驗室，青藏高原地表過程與生態(tài)保育教育部重點實驗室，西寧 810008)(5:高原科學(xué)與可持續(xù)發(fā)展研究院，西寧 810016)

大柴旦湖周圍地表水和地下水輸送的物質(zhì)是湖中資源的重要物質(zhì)來源，尤其是通過地下水(特別是湖北面的溫泉水中硼濃度高達(dá)40.68 mg/L)的排放向鹽湖輸送的物資通量[1]. 地下水輸送對鹽湖補(bǔ)給起著非常重要的作用，但由于地下水埋藏地下往往被忽視而又不易檢測. 從補(bǔ)給來源看，大柴旦鹽湖的水體到底是單一深部熱水補(bǔ)給還是各種水源水補(bǔ)給？從補(bǔ)給模式看，是熱水通過地下潛流補(bǔ)給還是地下熱水通過斷裂帶滲流與冷泉水、大氣降水共同補(bǔ)給還不清楚，地下水的輸入提供了鹽湖最初的物源，對鹽湖資源的形成、演化及成鹽成礦有著重要的作用.

自然界中天然存在4種鐳同位素，分別是226Ra(T1/2=1600 a)、228Ra (T1/2=5.75 a)、224Ra(T1/2=3.66 d)和223Ra(T1/2=11.4 d)，雖然它們的物理、化學(xué)性質(zhì)相同，但它們的核性質(zhì)卻具有較大差異，它們半衰期不同，而且來源也不相同，因而在水環(huán)境中呈現(xiàn)不同的地球化學(xué)行為[2]，不同的半衰期使得它們廣泛應(yīng)用于水體混合和水體滯留間[3-4]、地下水排放通量[5-7]、間隙水/上覆水交換速率[8]等方面. Moore 以223Ra為分母對224Ra 進(jìn)行標(biāo)準(zhǔn)化，消除水團(tuán)混合不均勻等因素造成的影響，計算了美國東海岸 South Atlantic Bight離岸50 km以內(nèi)海域的水體擴(kuò)散速率為360～420 m2/s[9]，美國墨西哥灣東北部Apalachee Bay的水體擴(kuò)散速率為2.7～12 m2/s[10]. Krest 等根據(jù)墨西哥灣內(nèi)的密西西比河和阿查法拉亞河河口混合區(qū)的長半衰期鐳同位素226Ra 和228Ra分布特征，估算出底層水出現(xiàn)的高鐳活度濃度的現(xiàn)象主要是由富含鐳的海底地下水的排放造成的[11]. Zhang等根據(jù)226Ra分布特征，結(jié)合海水的溫度、鹽度，估算出東海海域的海水由13.6%黑潮表層水、42.7%黑潮次表層水、22.0%長江沖淡水以及21.6%臺灣暖流水構(gòu)成[12]. 孔凡翠等利用226Ra和228Ra計算出青海湖北灣河流和地下水對湖泊的貢獻(xiàn)率分別為0.14和0.13[13]，青海湖西北岸通過地下水向湖泊排放通量為7.67×106和(8.52 ± 0.10)×106m3/d[14]. 在巴丹吉林沙漠湖泊利用鐳同位素示蹤了地下水的運移過程以及湖泊沿岸地下水排放通量為1.68 × 105m3/d[15].

鐳在水相和固相物質(zhì)之間存在著可逆吸附行為，在淡水環(huán)境吸附在固相顆粒表面上，當(dāng)固體顆粒物遇到咸水時，隨著水體的鹽度升高、離子強(qiáng)度增大，鈣、鎂等堿土金屬離子對顆粒物上鐳的競爭吸附作用增強(qiáng)，導(dǎo)致其上吸附的Ra會發(fā)生解吸，從而以溶解態(tài)Ra2+的形式進(jìn)入水體[11]，因而鐳同位素能夠用來示蹤水體相互作用過程[7,16-17]. 在大柴旦鹽湖區(qū)，鹽湖鹵水鹽度高達(dá)300‰，外圍地下水多為淡水，從外圍到湖濱岸區(qū)再到到鹽湖區(qū)水體鹽度呈現(xiàn)增加的趨勢，存在一個明顯的淡水和鹽水的漸變區(qū)，通過確定源、匯項的223,224,226,228Ra活度值，能夠利用鐳同位素示蹤大柴旦湖區(qū)水循環(huán)過程.

學(xué)者們曾利用氡同位素和氫氧同位素示蹤察爾汗湖區(qū)地下水-地表水之間的轉(zhuǎn)換[18]. 鐳同位素在示蹤海洋、咸水湖和沙漠湖泊地下水排放研究中應(yīng)用廣泛，技術(shù)成熟. 然而利用鐳同位素示蹤鹽湖鹵水區(qū)水循環(huán)的研究相對薄弱. 因此，本文將檢測大柴旦鹽湖、深部地下熱水、淺層地下水、河流水、河流懸浮顆粒物中解吸的鐳同位素以及底部沉積物擴(kuò)散的鐳同位素等水體中鐳同位素的活度，分析其時空分布特征，明確大柴旦鹽湖中鐳同位素的來源，探討大柴旦周圍水體水循環(huán)過程.

1 地質(zhì)背景

大柴旦鹽湖位于柴達(dá)木盆地東北緣的一個小山間盆地中，呈肘狀并由北向東南延伸，外觀呈不規(guī)則新月形(圖1). 其北部為達(dá)肯大坂山，南部為綠梁山，在大地構(gòu)造位置上屬于“祁連山邊緣凹陷帶”，區(qū)內(nèi)構(gòu)造以斷裂為主，褶皺不發(fā)育，巖漿活動頻繁. 盆地外圍山系分布元古界變質(zhì)巖系、震旦系、寒武系、中下奧陶系、石炭系、二疊系以及三疊系；盆地邊緣有小面積的白堊系、侏羅系和第三紀(jì)分布；第四系分布于山麓至湖盆區(qū)，自外向內(nèi)依次為坡積、洪積沖積層和湖積層[19]. 各時期的巖漿巖均有出露，其中以中生代含電氣石花崗巖分布最為廣泛. 各時期的花崗巖體大面積分布于大柴旦北部達(dá)肯大坂山區(qū)，包括前呂梁期花崗巖、加里東期和海西期酸性至超基性巖及印支期含電氣石斑狀花崗巖和燕山期花崗斑巖. 達(dá)肯大坂山脈斷裂帶發(fā)育，以大柴旦逆沖走滑斷裂和宗務(wù)隆山逆沖斷裂為主，為山區(qū)裂隙潛水的形成提供了基本條件，特別是為深循環(huán)的地?zé)崴峁┝肆己脳l件，因而形成了大柴旦北部北麓溫泉帶[20].

圖1 大柴旦鹽湖湖區(qū)地質(zhì)水文地質(zhì)概圖(據(jù)文獻(xiàn)[20]修改)

據(jù)大柴旦氣象站1970-2011年資料，多年平均氣溫2.4℃；氣溫最高值為31.5℃(2004年)，氣溫最低值為-34.2℃(1989年)；多年平均降水量90 mm，多年平均蒸發(fā)量2123.0 mm (據(jù)中國氣象數(shù)據(jù)網(wǎng))，受西風(fēng)環(huán)流主控，盆地中心干旱少雨. 大柴旦湖水面積及水深隨著年份和季節(jié)的不同而變化，最大水深通常不足1 m，鹽湖鹵水面積在35～45 km2范圍內(nèi)變化，主要受到山區(qū)匯水盆地春季融水量和夏季降水量以及湖區(qū)蒸發(fā)量的控制. 地表徑流主要有八里溝河、大頭羊溝河和溫泉溝等，無常年性河流入湖，均為季節(jié)性河流. 其中，八里溝河長35 km，為補(bǔ)給河流中最大的一條，在大柴旦鎮(zhèn)東北1 km處滲漏潛入地下，穿過大柴旦鎮(zhèn)以泉水出露匯集成2條小河匯入大柴旦鹽湖，其它河流均為短小的泉集河，集水域內(nèi)泉眼達(dá)80多個. 溫泉溝距離大柴旦鹽湖東北方向10 km左右，在花崗片麻巖斷裂破碎帶中分布一系列泉水溢出帶，大小溫泉共計87個，水溫一般為60～70℃，溫泉水流量相對穩(wěn)定，溫泉溝的溫泉主要為融雪水補(bǔ)給，其次為基巖裂隙水補(bǔ)給[21]. 受季節(jié)影響，地表徑流出山口后，全部潛入地下，轉(zhuǎn)化為地下水，并向大柴旦鹽湖區(qū)匯集，強(qiáng)烈的蒸發(fā)作用使大柴旦鹽湖成為水分排泄的主要途徑. 在地質(zhì)構(gòu)造和沉積亞環(huán)境的控制下，大柴旦湖盆的水文地質(zhì)單元呈環(huán)帶狀分布. 從山區(qū)至湖心，分別為山區(qū)裂隙潛水區(qū)、山前沖洪積孔隙潛水區(qū)、沙坪淺層水區(qū)、鹽灘晶間鹵水區(qū)和現(xiàn)代鹽湖地表鹵水區(qū)[22].

2 樣品與測試方法

分別在2016年3月和7月采集大柴旦鹽湖水樣33個(圖2)，在溫泉溝、八里溝、大頭羊溝等地采集溫泉水3個(2個地表露頭溫泉水(表層地下熱水)和1個70 m以下深部溫泉水(深部地下熱水))和冷泉水5個；采集周圍河流水樣10個，在大柴旦鎮(zhèn)采集雨水樣1個. 自然界水體中鐳同位素的活度水平很低，要想達(dá)到檢測限度需要利用錳纖維富集水體中的溶解態(tài)鐳同位素[35-38]. 用孔徑為0.45 μm的醋酸纖維膜過濾采集好的水樣，去除水中懸浮顆粒物和一些草類植物對錳纖維吸附作用的影響. 將15 g左右制備好的錳纖維均勻地封裝在PVC樣品柱中，隨后利用虹吸方式讓水樣以1～2 L/min的流速通過PVC樣品柱來富集水體中的鐳. 實驗表明，當(dāng)水體流速小于2 L/min時，纖維對鐳同位素的富集效率可達(dá)99.7%[23]. 河水、泉水和井水等富集50 L，鹽湖鹵水和溫泉水中鐳的含量比較高，每個樣品富集10 L. 對于高鹽鹵水，由于鐳同位素在高鹽的環(huán)境下對二氧化錳纖維的吸附效率較低，每個樣品進(jìn)行2～5倍的蒸餾水稀釋，再進(jìn)行富集，并進(jìn)行富集效率測試. 具體方法是將兩個含有二氧化錳纖維的柱子串聯(lián)起來，同時過濾樣品，第二個柱子里面的錳纖維作為富集效率測試，經(jīng)過測試本次研究富集效率為89.17%. 輔助采集水化學(xué)樣品100 mL. 并使用便攜式HANNA多參對每個樣品的溫度、溶解氧以及鹽度進(jìn)行野外原位測定. 在大柴旦鹽湖中心用沉積物采樣器取3個湖底沉積物柱子樣品(總重量大于10 kg). 在洪水期過濾河水來采集河流懸浮顆粒物，用鹽度計測試河水鹽度值，在河流水鹽度值最低的地方過濾河流懸浮顆粒物.

短半衰期鐳同位素223Ra 屬于235U衰變系，衰變后產(chǎn)生氣態(tài)核素219Rn(T1/2=3.96 s)，繼而又迅速衰變?yōu)?15Po(T1/2=150 ms)，224Ra屬于232Th 衰變系，衰變后產(chǎn)生氣態(tài)核素220Rn(T1/2=55 s)，接著迅速衰變?yōu)?16Po(T1/2=1.76 ms)，223Ra、224Ra核素母體和子體能夠幾分鐘內(nèi)在封閉體系中達(dá)到長久平衡[24]. 同步延時計數(shù)器(RaDeCC)就是通過記錄219Rn和220Rn同位素的α衰變信號來間接測定鐳的放射性活度[25]，其單位為Bq或dpm，表示每秒或每分鐘衰變一次，1 Bq=60 dpm. 短半衰期鐳同位素采用同步延時計數(shù)器測試，該儀器為美國 Scientific Computer Instruments 公司生產(chǎn)的四通道同步延時計數(shù)器. 長半衰期的鐳同位素采用高純鍺γ能譜儀測試，該儀器為美國 ORTEC公司生產(chǎn)，探測器為GMX45P4型.

圖2 研究區(qū)采樣點位置(其中3L為3月湖水樣品，7L為7月湖水樣品，3WS為3月地下熱水水樣品，7WS為7月地下熱水水樣品，3CS為3月冷泉水樣品，7CS為7月冷泉水樣品，3R為3月河流樣品,7R為7月河流樣品，Rain為雨水樣品)

3 結(jié)果與討論

3.1 大柴旦鹽湖周圍水體中鐳同位素的分布特征

研究區(qū)采樣點的鐳同位素活度見附表Ⅰ，其中，3月份湖水中223Ra、224Ra、226Ra和228Ra活度變化范圍分別為(0.42±0.03)～(12.95±0.91)、(25.04±1.26)～(581.00±29.05)、(19.01±0.02)～(85.97±0.07)和(144.5±0.99)～(233.36±3.02)dpm/(100 L)；7月份湖水中223Ra、224Ra、226Ra和228Ra活度變化范圍分別為(1.92±0.13)～(27.76±1.94)、(10.66±0.53)～(331.24±16.56)、(5.02±0.02)～(140.54±0.06)、(16.84±0.08)～(258.23±0.78)dpm/(100 L). 圖3是大柴旦湖及周圍水體中3月份和7月份鐳同位素的活度分布，可以看出湖水中223Ra的活度比較低，224Ra、226Ra和228Ra的活度比較高，3月份和7月份分布情況較為相似. 3月份采集的樣品鹽度變化范圍為41.83‰～240.41‰，7月份采集的樣品鹽度變化范圍為1.92‰～240.00‰，由于鹽湖水體不同結(jié)晶階段以及補(bǔ)給源的變化，造成湖水中鹽度的變化范圍比較大. 在3月份，從岸邊向湖中心，隨著鹽度的增加湖水中223Ra、224Ra、226Ra和228Ra活度表現(xiàn)出保守性的降低(圖4). 在沿岸近河口區(qū)，Ra同位素活度都非常高，而鹽度相對較低. 7月份采集的樣品，223Ra、224Ra、226Ra和228Ra活度先隨著鹽度的增加而升高，當(dāng)鹽度大于168.99‰時，則隨著鹽度的增加而降低. 可能是在鹽度低時鐳發(fā)生解吸，而鹽度較高時，水體中的物質(zhì)結(jié)晶，鐳與Ca和Ba元素共沉淀[26]. 在同一區(qū)域湖體中，隨著離岸距離的增加，224Ra表現(xiàn)降低的趨勢，223Ra和228Ra升高趨勢不明顯，226Ra則表現(xiàn)出升高的趨勢，受補(bǔ)給源、稀釋、衰變等原因的影響，反映了半衰期短223Ra和224Ra在混合區(qū)更容易衰減[27]，相反，長半衰期226Ra和228Ra在解吸完全之后因與湖內(nèi)活度較低的水體混合而產(chǎn)生變化[10].

圖3 大柴旦鹽湖水體中鐳同位素活度(dpm/(100 L))的分布

表1 河流懸浮顆粒物解吸Ra的活度值

圖4 大柴旦鹽湖及周圍水體中鐳同位素活度值與鹽度的關(guān)系

本文的地下水樣來自溫泉水和冷泉水，鹽度都很低，范圍在0.13‰～0.90‰之間(表1). 冷泉取樣深度為0.1～2 m，屬于淺層含水層的地下水，溫泉分別采集到自然露頭(7WS1和3WS1)和井深70 m處(7WS2)的樣品，水溫在63.6～64.2℃之間，屬于深部地下熱水. 地下水中223Ra、224Ra、226Ra和228Ra的活度變化范圍分別為(1.81±0.01)～(51.13±3.58)、(26.00±1.30)～(1924.00±96.24)、(20.50±0.03)～(1190.49±0.07)、(37.33±0.11)～(2404.44±2.42)dpm/(100 L). 隨著鹽度的增加，地下水中223Ra、224Ra、226Ra和228Ra的活度都表現(xiàn)出增加的趨勢(圖3). 深部地下熱水中223Ra、224Ra、226Ra和228Ra的活度值平均分別是淺層地下水中223Ra、224Ra、226Ra和228Ra活度值的11.38、34.72、24.09、27.66倍，地下水中Ra同位素的活度比大柴旦湖湖水和河流水中的Ra同位素的活度高，變化范圍較大. 深部地下熱水(7WS2)223Ra、224Ra和228Ra的活度值是表層地下熱水(7WS1)223Ra、224Ra和228Ra活度值的3～4倍，而226Ra正好相反，表層226Ra的活度值比深部226Ra的活度值高，表明226Ra具有明顯的積累現(xiàn)象. 這是由于短半衰期223Ra、224Ra和228Ra易發(fā)生衰減，而長半衰期226Ra得到積累的原因，從而表明鐳同位素的運移方向是從深部往上涌的過程.

在大柴旦湖研究區(qū)，無常年性河流入湖，主要河流分布在北部的達(dá)肯大坂山的大頭羊溝和八里溝，均為季節(jié)性河流. 從表1中可以看出，河流水的鹽度非常小，變化范圍在在0～0.50‰之間，河水水體中223Ra、224Ra、226Ra和228Ra活度變化范圍分別為(0.30±0.01)～(35.79±2.51)、(10.75±0.54)～(218.03±10.90)、(4.45±0.02)～(89.63±0.09)、(30.26±0.09)～(218.81±69.00)dpm/(100 L)，223Ra和226Ra變化范圍較小，224Ra 和228Ra和的活度值變化范圍較大. 3月份河水中223Ra、224Ra、226Ra和228Ra活度值比7月份河水中鐳同位素的活度值大. 河水中223Ra、224Ra和228Ra活度小于地下水中鐳同位素的活度高于湖水中鐳同位素的活度. 河水中226Ra活度比湖水中226Ra的活度低，這有可能是因為226Ra半衰期時間非常長，在湖水中累積的緣故. 從河口到河源水體中223Ra、224Ra和228Ra的活度值表現(xiàn)出增加的趨勢，而226Ra活度值恒定，這可能是由于水體滯留時間的不同，223Ra、224Ra和228Ra的半衰期比較短，隨著滯留時間的增加而衰變的原因. 7R7站位河水中鐳同位素的活度值比河口和發(fā)源地河水中鐳同位素的活度值高，這是因為7R7站位在村莊的下游，流經(jīng)村莊后鹽度變大，河流中的顆粒物發(fā)生解吸，使水體中鐳同位素的活度值增加.

3.2 顆粒物中鐳同位素的解吸特征

鐳在水相和固相物質(zhì)之間存在著可逆吸附行為，在淡水環(huán)境吸附在固相顆粒表面上，當(dāng)固體顆粒物遇到咸水時，隨著水體的鹽度升高、離子強(qiáng)度增大，鈣、鎂等堿土金屬離子對顆粒物上鐳的競爭吸附作用增強(qiáng)，導(dǎo)致其上吸附的Ra會發(fā)生解吸，從而以溶解態(tài)Ra2+的形式進(jìn)入水體[28]. Astwood通過一系列的解吸實驗得出亞馬遜河口區(qū)有40%的224Ra來自懸浮顆粒的解吸[29]. Mississippi河和Atchafalaya河與海水混合過程中，懸浮顆粒物上大約有50%的226Ra和228Ra發(fā)生解吸，其解吸活度達(dá)到18.00 dpm/(100 L)[11]. 蘇妮等研究海南東部瀉湖以及河口海底地下水發(fā)現(xiàn)，萬泉河口區(qū)226Ra的最大解吸量為3.81 dpm/(100 L)，八門灣地區(qū)226Ra 的最大解吸量為3.42 dpm/(100 L)，解吸態(tài)的鐳活度不可忽略[30]. 由此可見，河流懸浮顆粒物中解吸的鐳是水體中鐳同位素的不可忽略的來源. 對懸浮顆粒物中鐳的解吸進(jìn)行研究能辨別水體中鐳同位素的來源、評估入湖水體停留時間、示蹤沿岸地下水的排放通量推算研究提供科學(xué)依據(jù).

本研究進(jìn)行了懸浮顆粒物在不同鹽度條件下的Ra的解吸實驗，具體實驗步驟見文獻(xiàn)[31]，測定結(jié)果見表1.223Ra的解吸活度值變化范圍在(1.09±0.05)～(16.20±0.68)dpm/kg之間，在鹽度為64.00‰和125.76‰時223Ra的最大解吸活度值達(dá)到最大；224Ra的解吸活度值變化范圍在(11.24±0.34)～(319.84±10.12)dpm/kg之間，224Ra的最大解吸活度值分別在鹽度為24.77‰、104.10‰和165.05‰時；226Ra的解吸活度值變化范圍在(54.41±0.14)～(313.62±0.36)dpm/kg 之間，228Ra的解吸活度值變化范圍在(235.80±0.50)～(733.37±1.27)dpm/kg之間，226Ra 和228Ra的最大解吸活度值都發(fā)生在鹽度為125.76‰時，226Ra和228Ra具有相似的解吸模式. 河流懸浮顆粒物中224Ra 的解吸活度相對226Ra和228Ra的解吸活度較高，這可能與224Ra半衰期短、再生速率快有關(guān).

鐳同位素的解吸活度與鹽度的關(guān)系見圖5. 從圖中可以看出，隨著鹽度的逐漸增加，Ra同位素解吸活度呈跳躍式增加趨勢，說明鹽度越高，懸浮顆粒上解吸下來的Ra越多. 從理論上分析，懸浮顆粒物中鐳的解吸量不可能無限制地增加，從圖4的發(fā)展趨勢看，初步可以判斷在鹽度125‰附近時河流懸浮顆粒物中223Ra、226Ra和228Ra的解吸程度達(dá)到了最大值. 密西西比河解吸活度最大值發(fā)生在鹽度為5.00‰時[32]，在海洋沿岸研究中認(rèn)為在鹽度18.00‰左右鐳的解吸最強(qiáng)烈[33]. 但是都有一個相同的規(guī)律，就是隨著鹽度升高，鐳同位素解吸量也隨之增大，達(dá)到一個最大值后解吸量開始減小.

圖5 鐳解吸活度與鹽度的關(guān)系

3.3 鐳同位素的擴(kuò)散特征

自然界存在的鐳同位素由沉積物中母體U-Th衰變而來. 河口表層沉積物中U-Th衰變產(chǎn)生的鐳，通常使得沉積物間隙水中鐳活度大于河口水中的鐳活度，在活度差作用下，間隙水中的鐳擴(kuò)散到河口水體中，成為河口水中鐳的來源之一[34-35]. Beck等對Jamaica 灣潮間帶的沉積物鐳擴(kuò)散實驗結(jié)果顯示，沉積物中223Ra和224Ra的擴(kuò)散通量分別為0.02和0.47 Bq/(m2·d)，Jamaica灣水體中的鐳有4%～11%來源于海底沉積物的擴(kuò)散輸入[34]. Garcia-Solsona 等用意大利Venice 瀉湖北部鹽沼的沉積物做了擴(kuò)散實驗，得到沉積物中223Ra、224Ra、226Ra和228Ra的擴(kuò)散通量分別為0.02、0.53、0.28和0.45 Bq/(m2·d)[35]. 沉積物中的鐳向上覆水體的擴(kuò)散也是水體中鐳同位素不可忽略的來源. 對沉積物鐳的擴(kuò)散量進(jìn)行研究能準(zhǔn)確辨別水體中鐳同位素的來源.

我們采集了湖底沉積物進(jìn)行擴(kuò)散培養(yǎng)實驗. 把采集的表層沉積物分別放置到直徑為36 cm的敞口塑料桶中，厚度5～10 cm，水深約為30 cm，水溫在22～26℃之間變化. 對沉積物進(jìn)行不同時段的擴(kuò)散培養(yǎng)實驗，具體實驗流程可見文獻(xiàn)[31]. 為了使其充分穩(wěn)定下來，在實驗之前將該樣品放置2個月，因為在取樣和搬運過程中會對樣品產(chǎn)生一定擾動，對測量結(jié)果有影響. 我們對湖底沉積物樣品進(jìn)行了0.5、1、2、3、5、7、10、12、16、27 d的擴(kuò)散培養(yǎng). 不同培養(yǎng)時間段湖底沉積物Ra擴(kuò)散量見表2. 將這些實測數(shù)據(jù)做成培養(yǎng)時間與擴(kuò)散通量的散點圖(圖5). 由于鐳同位素的解吸反應(yīng)在幾秒到幾小時就可以完成，當(dāng)培養(yǎng)時間較短時，Ra的活度普遍偏高，且沒有規(guī)律可循[36]，因此，主要是培養(yǎng)剛開始時鐳的活度主要是沉積物中原有鐳同位素的解吸出來的，擴(kuò)散出來的鐳不明顯. 過一段時間后，沉積物間隙水中Ra活度與新加入的無鐳河口水Ra活度之差達(dá)到最大，Ra活度梯度也達(dá)到最大，這就會促使分子擴(kuò)散作用加劇，沉積物孔隙水中鐳同位素的擴(kuò)散作用開始增強(qiáng)，孔隙水中鐳同位素濃度開始增大.

表2 湖底沉積物Ra擴(kuò)散*

圖6 大柴旦鹽湖湖底沉積物Ra擴(kuò)散量與時間的關(guān)系

從圖5可以看出，224Ra的再生速率快，添加到上覆水體中的224Ra與水體中224Ra的衰變損失一直未達(dá)到平衡，表現(xiàn)為散點連線一直呈增加趨勢. 而對長周期的226Ra和228Ra來講，由于其半衰期很長，致使上覆水體中的226Ra的添加十分緩慢，所以短時間內(nèi)不會出現(xiàn)擴(kuò)散輸入與衰變之間的平衡，在圖上的反映就是散點基本上緩慢增加趨勢(圖6).

我們假設(shè)上覆水體中只存在沉積物擴(kuò)散和放射衰變，并且沉積物釋放出的Ra大于放射性衰變損失的量，也就是說在沉積物的上覆水體中Ra活度變化的結(jié)果是一個正值，那么這個值可以表示為：

dI/dt=(Jdiff·Asurf)-λ·I

(1)

通過積分可以得到：

I=(Jdiff·Asurf-e-λt)/λ

(2)

而上覆水體中的鐳同位素的活度隨時間的變化可以表達(dá)成如下公式[34]：

It=(Jdiff·Asurf/λ)(1-e-λt)+I0e-λt

(3)

式中，I0和It是初始時刻和t時刻上覆水體中鐳的庫存量(dpm)，Jdiff是單位面積、單位時間內(nèi)鐳的擴(kuò)散通量(dpm/(m2·d))，λ是鐳的衰變常數(shù)(h-1)，Asurf是培養(yǎng)樣品的面積(0.13 m2). 本次實驗使用的是無鐳水，所以認(rèn)為I0=0，公式(3)可以變?yōu)椋?/p>

It=(Jdiff·Asurf/λ)(1-e-λt)

(4)

對于長半衰期226Ra和228Ra來說，由于其半衰期很長，在培養(yǎng)時間t范圍由放射衰變損失的量可以忽略. 因此226Ra和228Ra活度隨時間的變化公式為：

It=Jdiff·Asurf·t

(5)

根據(jù)理論公式(4)和(5)用擬合法來確定湖底部沉積物培養(yǎng)樣的Jdiff值，得到湖底沉積物樣品的Ra擴(kuò)散速率，見表2. 湖底沉積物223Ra、224Ra、226Ra和228Ra擴(kuò)散速率分別是0.13、4.72、0.10和0.32 dpm/(m2·h).224Ra的擴(kuò)散速率比226Ra和228Ra高出很多，可能是由于224Ra的半衰期短，擴(kuò)散速率要比226Ra和228Ra快.226Ra 的擴(kuò)散通量比228Ra小，是由于226Ra再生速率很慢，上覆水體中226Ra的添加十分緩慢而造成的.

沉積物擴(kuò)散出的鐳同位素通量(Idiff)可以用下式進(jìn)行計算：

Idiff=Jdiff·Ased·Hday

(6)

式中，Jdiff是單位面積、單位時間內(nèi)沉積物擴(kuò)散的鐳通量(dpm/(m2·h))，Ased是表層沉積物的覆蓋面積(m2)，Hday是每天的小時數(shù)(24 h). 研究區(qū)域大柴旦鹽湖水體覆蓋面積為35～45 km2. 根據(jù)公式(6)可以算出湖底沉積物每天釋放出的223Ra、224Ra、226Ra和228Ra的通量分別為1.08×108、3.96×109、8.29×107、2.67×108dpm，如果換成濃度的話，分別是0.31、11.32、0.24和0.76 dpm/(100 L)，與河流和地下水中的活度相比，非常小，比誤差值還要小，所以幾乎可以忽略.

3.4 大柴旦鹽湖中鐳同位素的來源和水循環(huán)過程

3.4.1大柴旦鹽湖中鐳同位素的來源 Moore提出海洋沿岸水體中的鐳來源包括海洋水中的鐳、河流水中的鐳、河流沉積物解吸的鐳、沉積物間隙水?dāng)U散的鐳和地下水中的鐳[6]. 水體中鐳同位素的遷出主要途徑有：1)鐳同位素的自身衰變；2)吸附溶解態(tài)Ra的自然沉降；3)鐳同位素可以通過生物過程被吸收到海洋生物體的有機(jī)質(zhì)外殼、硅質(zhì)或鈣質(zhì)硬組織中，由此遷出水體中；4)當(dāng)Fe、Mn等元素發(fā)生氧化還原反應(yīng)生成氧化物沉淀時，周圍水體中溶解態(tài)Ra被清除. 對223Ra、224Ra、226Ra和228Ra來說，雖然它們的地球化學(xué)行為很相似，但是它們的半衰期不同，導(dǎo)致它們的活度值產(chǎn)生的速率不同. 因此，不同來源的鐳其Ar(223Ra/226Ra)、Ar(224Ra/226Ra)、Ar(224Ra/228Ra)、Ar(228Ra/226Ra)活度比值不一樣，而相同來源的鐳其Ar(223Ra/226Ra)值、Ar(224Ra/226Ra)值、Ar(224Ra/228Ra)值、Ar(228Ra/226Ra)值應(yīng)該相同. 但是由于223Ra和224Ra的半衰期比較短，在遷移轉(zhuǎn)化過程中會衰變，因此在不同水體中分布模式不穩(wěn)定. 而228Ra和226Ra半衰期長，在不同水體中的分布模式相對穩(wěn)定. 圖6顯示了所有樣品中短半衰期鐳同位素與長半衰期鐳同位素活度值之間的關(guān)系圖，如果只有一種鐳的來源，并且這個來源的鐳輸入到大柴旦湖中，那么在這個圖中所有的樣品都應(yīng)該成一條直線. 從圖7可以看出，大柴旦鹽湖湖水中226Ra和228Ra的分布介于深部地下熱水、淺層地下水和河水之間，表明大柴旦湖水中鐳同位素是三者混合而成.

圖7 水體中鐳同位素活度之間的關(guān)系

不同來源的鐳同位素會形成不同Ar(228Ra/226Ra)值，相同來源的鐳同位素應(yīng)該會有相同Ar(228Ra/226Ra)值. 從地下水中226Ra和228Ra線性擬合關(guān)系圖，得到深部地下熱水中Ar(228Ra/226Ra)值為2.70(n=1)，淺層地下水中Ar(228Ra/226Ra)為2.43(n=5)，而表層地下熱水中Ar(228Ra/226Ra)值為0.66(n=2)，深部地下熱水與淺層地下水具有相似的Ar(228Ra/226Ra)值，表明深部地下熱水與淺層地下水的來源相同，深部地下熱水與淺層地下水都代表了地下水，因此地下水來源均一、穩(wěn)定[29]. 表層地下熱水樣品7WS1的Ar(228Ra/226Ra)G(0.66，n=2)與湖湖水中Ar(228Ra/226Ra)S(平均2.58，n=33)相比，其值非常低，這說明了表層地下熱水中低的Ar(228Ra/226Ra)G不能解釋湖水中的Ar(228Ra/226Ra)S，而深部地下熱水和淺層地下水樣品228Ra/226Ra活度比值都能夠解釋湖表水中的活度比值. 由于深部地下熱水和淺層地下水中228Ra/226Ra活度比值與湖表水相接近，我們認(rèn)為深部地下熱水和淺層地下水帶來的鐳可能是湖表水中的鐳的主要來源.

從大柴旦鹽湖水226Ra的分布與鹽度的關(guān)系圖(圖3)可以看出，226Ra隨鹽度的分布特征顯示了非保守的添加過程，這表明大柴旦湖湖水中鐳的來源具有復(fù)雜性，除了地下水輸入帶來的鐳，還可能有其他來源.

排入到大柴旦湖中的河水鹽度比較低，大柴旦湖水鹽度很高，由于河水的帶入而使得大柴旦湖邊鹽度變得較低一些. 在這個過程中，大柴旦湖的咸水對河口區(qū)懸浮顆粒物具有解吸作用，說明大柴旦湖咸水對河口區(qū)懸浮顆粒物中鐳的解吸可能是另外一個鐳的來源. 河流貢獻(xiàn)的鐳包括兩個部分：溶解態(tài)Ra和懸浮顆粒態(tài)Ra的解吸[13]. 采樣期間大柴旦湖周圍主要注入河流是北岸大頭羊溝和八里溝的季節(jié)性河流. 河流溶解態(tài)223Ra、224Ra、226Ra和228Ra的活度變化范圍分別為(0.3±0)～(12.09±0.85)、(10.75±0.54)～(218.03±10.90)、(4.45±0.02)～(89.63±0.05)和(30.26±0.08)～(218.81±0.70)dpm/(100 L).

通過實驗河流懸浮顆粒物解吸下來的鐳的活度，我們可以推算河流中解吸態(tài)鐳的活度值. 假定：(1)懸顆粒物上的Ra釋放后，顆粒物沉降到河床底部；(2)懸浮顆粒物和沉積物具有相同的交換能力. 則解吸態(tài)RaD(dpm/(100 L))可按下式進(jìn)行計算：

RaD=Rasusd·C

(7)

式中,Rasusd代表懸浮顆粒物解吸出來的鐳的活度，C表示河流中懸浮顆粒物的含量(含砂量)，通過對河流懸浮顆粒物解吸實驗，我們得到了河流懸浮顆粒物解吸的鐳活度值(dpm/(100 L)). 得到223Ra、224Ra、226Ra和228Ra的平均解吸量分別為(7.84±0.33)、(180.37±5.93)、(116.51±0.16)、(353.64±0.57)dpm/kg. 由于沒有大頭羊溝和八里溝河水含沙量數(shù)據(jù)，我們?nèi)≈苓吅恿黥~卡河和塔塔棱河含沙量數(shù)據(jù)，但是魚卡河和塔塔棱河都不注入大柴旦湖. 魚卡河多年平均含沙量為1.55 kg/m3，塔塔棱河多年平均含沙量為0.54 kg/m3，大柴旦周圍河流多年平均含沙量非常低[37]. 我們按河流含沙量平均值C=1.05 kg/m3來算，得到河流中解吸態(tài)223Ra、224Ra、226Ra和228Ra的活度值分別為(8.23±0.35)、(189.38±6.22)、(122.33±0.17)和(371.33±0.60)dpm/(100 L). 如果從Ra的最大解吸位置3R1、7R5起，那么湖水中鐳的分布遵循咸淡水保守混合，在河口區(qū)湖水中站位3L10和7L18不可能出現(xiàn)223Ra、224Ra、226Ra和228Ra活度值為(8.48±0.59)、(581.00±29.05)、(79.56±0.04)、(233.36±1.78)和(13.95±0.98)、(305.61±15.28)、(37.74±0.04)、(102.65±0.52)dpm/(100 L)，這說明在湖水中必然存在除了河流注入帶來的Ra之外，還存在額外添加來源. 河水中溶解態(tài)和解吸態(tài)223Ra、224Ra、226Ra和228Ra的總活度值明顯高于湖水中223Ra、224Ra、226Ra和228Ra的活度值，因此河水中攜帶的鐳同位素對湖水中的鐳同位素的活度值的貢獻(xiàn)不能忽略.

大柴旦湖湖水中鐳的來源還有可能是沉積物間隙水中Th衰變生成的Ra，在α反沖作用下進(jìn)入沉積物間隙水，然后擴(kuò)散到上覆水體中. 沿岸湖水體中226Ra的來源包括沉積物擴(kuò)散和與地下咸水交換的鐳[6]，從沉積物中釋放后，顆粒物上的226Ra產(chǎn)生的速率非常慢. 在海洋中，隨著深度的增加226Ra呈現(xiàn)降低的趨勢，達(dá)到3000 m深度后隨著深度的增加226Ra呈現(xiàn)增加的趨勢，這是因為底部沉積物擴(kuò)散解吸出來鐳的緣故. 有可能大柴旦湖湖底沉積物再懸浮會解吸出很小量的Ra，其中沉積物中擴(kuò)散產(chǎn)生的226Ra的過程如下：

A226Ra=A230Th(1-e-λ226t)

(8)

式中,λ226是226Ra的衰變系數(shù)(4.33×10-4a)，A是核素母體和子體的活度.A226Ra/A230Th=0.2，也就是說，底部沉積物再懸浮解吸20%的鐳需要500年[6]. 因此，海底沉積物擴(kuò)散產(chǎn)生的鐳對沿岸地區(qū)鐳活度的增加貢獻(xiàn)很小.

湖底沉積物223Ra、224Ra、226Ra和228Ra擴(kuò)散速率分別是0.13、4.72、0.10和0.32 dpm/(m2·h). 大柴旦湖面積在35～45 km2之間，平均水深為1 m，由此得出湖底沉積物擴(kuò)散的223Ra、224Ra、226Ra和228Ra約為(0.31±0.01)、(11.33±0.30)、(0.24±0.02)和(0.77±0.30)dpm/(100 L). 以上分析表明，底部沉積物擴(kuò)散的鐳與河流輸入的鐳相比較是非常少的，可以忽略，因為從河流懸浮顆粒物解吸出來的鐳比底部沉積物再懸浮解吸的鐳多. 雨水中226Ra和228Ra的活度值很低，而且大柴旦湖區(qū)干旱少雨，年降水量只有900 mm，所以降水對大柴旦湖中鐳同位素的補(bǔ)給可以忽略.

通過以上分析，我們得出大柴旦湖中鐳同位素主要來源于深部地下熱水和淺層地下水，其次河流對大柴旦湖鐳同位素的補(bǔ)給也不能忽略.

3.4.2 大柴旦湖周圍水循環(huán)過程 雨水中Ar(228Ra/226Ra)值非常小(0.06)，而深部地下熱水中Ar(228Ra/226Ra)值(2.70)大于雨水中和表層地下熱水中Ar(228Ra/226Ra)值(0.66)，這表明表層地下熱水受雨水補(bǔ)給. 從深部地下熱水到表層地下熱水表現(xiàn)出226Ra的累積和228Ra的衰變現(xiàn)象，由于該區(qū)降水量非常少(年降水量60～80 mm)，雨水中226Ra和228Ra的活度值也非常低，因此降水對表層地下熱水的影響也非常小，從而表明在地下熱水中鐳的運移方向是從深部到表層，這也就表明深部地下熱水通過上涌而達(dá)到表層. 湖水中Ar(228Ra/226Ra)值變化范圍在1.80～3.76之間，平均值為2.59(n=32)，湖水中的Ar(228Ra/226Ra)值與深部地下熱水中的Ar(228Ra/226Ra)值(2.70)非常相似，而表層地下熱水中Ar(228Ra/226Ra)值(0.66)相差較大，這表明上涌的地下熱水并沒有直接補(bǔ)給到鹽湖中，而是經(jīng)過出山之后全部轉(zhuǎn)化成地下水輸入湖盆. 靠近岸邊的湖水中(7L18)的Ar(228Ra/226Ra)值(2.72)與深部地下熱水Ar(228Ra/226Ra)較相似(圖7)，而且在采樣期間，我們觀察到在大柴旦湖中分布有泉眼，這表明湖水直接受深部地下熱水補(bǔ)給非常明顯.

淺層地下水中Ar(228Ra/226Ra)值(2.43)介于深部地下熱水Ar(228Ra/226Ra)值(2.70)和雨水Ar(228Ra/226Ra)值(0.06)之間，表明淺層地下水受降水和深部地下熱水補(bǔ)給. 河水7R7的Ar(228Ra/226Ra)值介于大頭羊河水(7R1)的Ar(228Ra/226Ra)值與八里溝渠水(7R2)的Ar(228Ra/226Ra)值之間，表明下游河水是大頭羊河水與八里溝渠水的混合物.

大柴旦湖中Ar(228Ra/226Ra)值與深部地下熱水中Ar(228Ra/226Ra)值和淺層地下水中Ar(228Ra/226Ra)值較接近，明顯小于河水Ar(228Ra/226Ra)值. 這表明一方面可能是由于河流懸浮顆粒物解吸的原因，另一方面可能是湖水受河流補(bǔ)給. 由以上分析可以得出研究區(qū)水循環(huán)過程是：雨和冰雪融水下滲補(bǔ)給深部和淺層地下水以及地表徑流；深部地下熱水一部分上涌至表層，經(jīng)過出山口之后全部轉(zhuǎn)化為淺層地下水，一部分通過深大斷裂匯集到大柴旦湖；淺層地下水直接匯集到湖盆；地表徑流一方面下滲后補(bǔ)給淺層地下水，一方面通過地表徑流匯入到湖盆.

4 結(jié)論

1)3月份，從岸邊向湖中心，大柴旦湖湖水的鹽度呈現(xiàn)出升高趨勢，隨著鹽度的增加湖水中223Ra、224Ra、226Ra和228Ra活度表現(xiàn)出保守性的降低. 在沿岸近河口區(qū)，Ra活度都非常高，而鹽度相對較低. 7月份223Ra、224Ra、226Ra和228Ra活度先隨著鹽度的增加而升高，當(dāng)鹽度大于168.99‰時，則隨著鹽度的增加而降低. 可能是在鹽度低時地下水和河水輸入的顆粒物中的鐳發(fā)生解吸，而鹽度較高時，蒸發(fā)強(qiáng)烈，水體中的物質(zhì)結(jié)晶，鐳與Ca、Ba元素共沉淀.

2)深部地下熱水223Ra、224Ra和228Ra的活度值比表層地下熱水223Ra、224Ra和228Ra的活度值要高3～4倍，而226Ra正好相反，表層地下熱水中226Ra的活度值比深部地下熱水中226Ra的活度值高，226Ra在表層具有明顯的積累現(xiàn)象. 這是由于短半衰期223Ra、224Ra和228Ra發(fā)生衰減，而長半衰期226Ra得到積累的原因，從而表明鐳的運移方向是從深部涌到表層.

3)河口水體中223Ra、224Ra和228Ra的活度值小于發(fā)源地水體中223Ra、224Ra和228Ra的活度值，而226Ra活度值比恒定，這可能是由于水體滯留時間的不同，223Ra、224Ra和228Ra的半衰期比較短，隨著滯留時間的增加而衰變的原因.

4)226Ra和228Ra的最大解吸活度值都發(fā)生在鹽度為125.76‰時，226Ra和228Ra具有相似的解吸模式. 河流懸浮顆粒物中224Ra的解吸活度相對226Ra和228Ra的解吸活度較高，這可能與224Ra再生速率快有關(guān). 擴(kuò)散的鐳同位素活度值非常小，比誤差值還要小，所以幾乎可以忽略.

5)大柴旦湖中鐳同位素主要來源于深部地下熱水、淺層地下水和河流. 大柴旦周圍水體水循環(huán)過程是雨和冰雪融水下滲補(bǔ)給深部和淺層地下水以及地表徑流；深部地下熱水一部分上涌至表層，經(jīng)過出山口之后全部轉(zhuǎn)化為淺層地下水，一部分通過深大斷裂匯集到大柴旦湖；淺層地下水直接匯集到湖盆；地表徑流在山區(qū)下滲后補(bǔ)給淺層地下水，在豐水期匯入到湖盆.

5 附錄

附表Ⅰ見電子版(DOI： 10.18307/2021.0227).