地下水灌溉对华北平原农田土壤碳库转化影响

敦 宇, 许嘉文, 白雪山, 禤映雪, 曹英杰, 靳潇锐, 赵玉川, 武 超

1.中国地质科学院水文地质环境地质研究所, 河北 石家庄 050061

2.中国地质调查局， 河北省地下水污染机理与修复重点实验室, 河北 石家庄 050061

3.中山大学环境科学与工程学院, 广东 广州 510006

4.广东省环境污染控制与修复技术重点实验室, 广东 广州 510006

5.河北省地质环境监测院, 河北 石家庄 050022

全球土壤碳储量为1 200～2 000 Gt[1]，其中农田生态系统土壤碳储量约占全球陆地总储量的10%[2]. 受人类活动影响，农田生态系统碳库是全球碳库中最活跃的部分，对全球碳循环有重要贡献[3-4]. 土壤碳库由有机碳库和无机碳库两部分组成，在气候条件控制下二者比例呈现出明显的地域性特征. 其中，湿润地区土壤有机碳(SOC)含量较高；而干旱、半干旱地区土壤无机碳(SIC)含量较高，是SOC的1～9倍[5]，并成为大气CO2的潜在来源[6]. SIC主要以碳酸盐矿物形式存在，如碳酸钙(CaCO3)和碳酸镁(MgCO3)等. 根据形成过程可以进一步将碳酸盐划分为原生性碳酸盐(lithogenic inorganic carbonates, LIC)和次生性碳酸盐(pedogenic inorganic carbonates, PIC). LIC主要来源于土壤母质. 自然条件下PIC主要来源于根系和微生物呼吸作用产生的碳酸盐沉淀以及LIC风化后再沉淀[7-8]，而人类活动影响剧烈的农田土壤中，翻耕、灌溉和施肥等农田管理措施则显著影响了PIC的形成及转化过程. 其中，作为维持我国旱地农业产量的基本农田管理措施[9]，灌溉造成含大量溶解性无机碳(DIC)的地下水经蒸发浓缩沉淀形成PIC，改变了土壤碳库组成及循环过程. 因此，开展地下水灌溉区土壤碳库组成的空间分布及来源解析研究对理解农业土壤碳循环具有重要意义.

目前关于土壤碳库的研究多集中于农田及草原生态系统土壤碳的剖面特征、储量和空间分布等[10-13]，针对土壤碳库来源解析的相关研究则较为薄弱. 稳定碳同位素技术在土壤碳源解析及碳库转化示踪方面具有较大优势. 受同位素分馏作用的影响，不同碳源具有显著的碳同位素组成(δ13C)差异，成为判别来源重要的“指纹”特征[14]. 其中，SOC的δ13C值可以有效区分C3植物(δ13C≈-27‰)[15]和C4植物(δ13C≈-12‰)的有机碳来源[16]. SIC的δ13C值则可用于区分LIC及PIC来源：LIC的δ13C值接近0‰，PIC的δ13C值则偏负[17]，并与水中DIC碳同位素存在相关关系. 由此可见，在地下水灌溉区，基于δ13C值可以有效判断SIC的来源，确定灌溉对SIC的影响及贡献比[18].

华北平原是我国重要的粮食产区，过去40年中约有75%的农田采用地下水灌溉[19]，高强度地下水灌溉引起了土壤碳库变化[20]. 高碱度地下水[21]经蒸发浓缩作用导致CaCO3沉淀形成PIC，改变了土壤碳库组成，成为土壤碳库的重要来源. 地下水长期灌溉、施肥和高密度种植等措施在使得粮食产量显著提升的同时，SOC含量也在增加[22]. SOC通过土壤呼吸作用产生CO2而损失，从而间接影响土壤碳循环[23]. 据此，该研究选取华北平原不同灌溉条件下的土壤剖面展开研究，通过分析SOC及SIC含量的剖面分布及储量特征，结合稳定碳同位素示踪技术，开展农田生态系统SOC和SIC的来源解析研究，定量评估地下水灌溉对土壤碳库的贡献. 在区域尺度上了解灌溉对农田土壤碳库循环的作用机制，对研究人类活动对土壤碳库的影响具有重要意义.

1 材料与方法

1.1 研究区概况及样品采集

华北平原属暖温带半湿润季风气候区，年均气温为12.5～13.1 ℃，年均降水量为534 mm，70%的降水集中在7—9月. 采样点平均海拔约为50 m，土壤质地为砂质壤土，主要种植小麦、玉米和其他经济作物. 为对比不同灌溉条件下土壤碳库的变化情况，分别选取无灌溉背景区、低灌溉定额区(平均灌溉量140～160 m3/a)及高灌溉定额区(平均灌溉量220～240 m3/a)布设采样点. 采样点基本信息如表1所示.

表1 采样点基本信息

土壤剖面采样深度为0～700 cm，使用冲击钻分别采取0～20、30～50、50～70、80～100、100～120、130～150、150～170、180～200、200～250、250～300、300～350、350～400、400～450、450～500、500～600和600～700 cm不同深度共80个土壤样品. 采取的土样除去植物根系和石块，现场使用聚乙烯密封袋封装，带回实验室风干，充分混合后过2 mm筛(部分指标测定过0.15 mm筛)，于聚乙烯密封袋中室温保存，以供试验分析. 采取至不同深度时，采用敲击式螺旋钻加装可安放环刀的钻头，采取土壤环刀样品，用于后续土壤容重分析.

1.2 样品测定

1.2.1土壤基本理化指标

采用螺旋式环刀钻头在指定深度采取土壤环刀样品，用于分析土壤干容重(环刀法). 将土壤环刀样品在105 ℃烘箱中烘干至恒质量，称量样品，并根据式(1)计算：

BD=m/V

(1)

式中：BD为土壤干容重，g/cm3；m为烘干后土壤样品质量，g；V为环刀体积，cm3.

1.2.2土壤碳含量及同位素特征

土壤总碳(soil total carbon，STC)、SOC及SIC含量测定：取0.03 g过0.15 mm筛的土样以及0.03 g助燃剂(V2O5)于锡杯中，用元素分析仪(Elemental Analyzer，Thermo Scientific，USA)测定STC含量. 取0.5 g过0.15 mm筛的土样加入经500 ℃灼烧后的玻璃试管，加入20 mL 0.5 mol/L的HCl，摇匀振荡1 h，静置12 h以除去无机碳. 加入去离子水，3 000 r/min 下离心5 min，多次清洗多余HCl，直到溶液呈中性. 回收土壤样品冷冻干燥，取0.03 g采用元素分析仪测定SOC含量. 根据质量守恒原理,计算STC与SOC含量之差得到SIC含量.

土壤有机碳同位素(δ13CSOC)测定：取上述酸化处理后的土样0.03 g，采用EA-IRMS(Thermo Scientific，USA)测定δ13CSOC.

土壤无机碳同位素(δ13CSIC)测定：采用磷酸法，取0.03 g过0.15 mm筛的土样于气密进样管中，利用氦气吹扫排除剩余空气，注入1 mL 100%浓磷酸，使土样完全浸没在磷酸中. 在100 ℃下，磷酸与无机碳反应完全生成CO2，采用Gasbench-IRMS(Thermo Scientific，USA)测定δ13CSIC.

测量结果取3次平行样的平均值表示.

1.3 数据分析及处理

1.3.1土壤碳密度及碳储量

SOC和SIC密度分别由式(2)计算：

PSOC/SIC=Ci×DBi

(2)

式中：PSOC为SOC密度，kg/m3；PSIC为SIC密度，kg/m3；Ci为SOC和SIC在土壤第i层的含量，g/kg；DBi为土壤容重，g/cm3.

SOC和SIC储量的计算方法分别见式(3)：

(3)

式中：SSOC为SOC储量，kg/hm2；SSIC为SIC储量，kg/hm2；Ei为第i层的土壤深度，cm；n为土层数.

1.3.2LIC和PIC比例计算

利用端元混合模型计算SIC不同来源的贡献比，其中无灌溉背景区无机碳来源比例计算如式(4)所示：

(4)

式中：α、β分别为有机碳转化的次生碳酸盐及土壤母质的原生碳酸盐所占比例，α1+β1=1；δ13CSIC为某层土壤无机碳的δ13C值，‰；δ13CLIC为土壤母质原生碳酸盐的δ13C，农业上砂质壤土为-0.04‰[24]；δ13CPIC-SOC为有机碳转化的次生碳酸盐的δ13C值，根据文献[25-26]利用扩散模型研究发现该值比土壤CO2的δ13C值(约为-19.00‰[27])约高10.7‰，故该研究取值约为-8.22‰.

灌溉区无机碳来源比例计算方法：

(5)

式中：γ为地下水灌溉蒸发浓缩沉淀产生的次生碳酸盐所占比例,α2+β2+γ2=1；δ13CPIC-DIC为灌溉水蒸发浓缩DIC沉淀后的δ13C值，根据室内利用采样区地下水蒸发浓缩试验获得，约为-3.60‰.

1.3.3统计分析

采用SPSS 22.0软件进行相关分析和方差分析，显著性水平α=0.05; 采用Origin 2016软件绘图.

2 结果与讨论

图1 各采样点SOC和SIC含量垂向剖面分布特征

2.1 土壤碳含量及同位素特征

2.1.1土壤碳含量的垂向分布特征

由图1可见，灌溉区表层(0～20 cm)SOC含量显著高于无灌溉背景区，其余深度不存在显著差异. SIC含量整体呈现高灌溉区>低灌溉区>无灌溉背景区的变化趋势. 在0～100 cm处，灌溉区SIC含量较无灌溉背景区低，而在100～300 cm处灌溉区SIC含量显著升高. 具体而言，无灌溉背景区SOC含量变化范围为1.4～7.3 g/kg，低灌溉定额区为1.1～16.6 g/kg，高灌溉定额区为1.0～14.8 g/kg. 对于SIC含量，无灌溉背景区为4.3～15.7 g/kg，低灌溉定额区为1.1～16.6 g/kg，高灌溉定额区为1.0～14.8 g/kg.

图2 各采样点δ13C的剖面垂向分布特征

从垂向剖面分布上看，灌溉区SOC含量随深度的增加呈单调递减趋势，但在无灌溉背景区变化不明显. 具体而言，灌溉区SOC含量呈现表层(0～20 cm)高、随后下降并趋于稳定的现象，其在0～100 cm处显著高于无灌溉背景区. 但在200～300 cm处，无灌溉背景区SOC含量较灌溉区高. 对于SIC含量，灌溉区均与无灌溉背景区变化趋势相反. 具体而言，0～100 cm处，灌溉区与无灌溉背景区SIC含量变化趋势相似，在100～300 cm处高灌溉定额区的SIC含量显著升高，低灌溉定额区升高较为平缓，无灌溉背景区则有所降低.

2.1.2土壤有机及无机碳同位素的垂向分布特征

灌溉区和无灌溉背景区土壤剖面δ13CSOC和δ13CSIC的垂向变化特征如图2所示. 总体而言，灌溉区与无灌溉背景区δ13CSOC的变化范围无显著差异，无灌溉背景区土壤剖面中δ13CSOC的变化范围为-25.38‰～-21.87‰，低灌溉定额区为-25.35‰～-21.22‰，高灌溉定额区为-25.86‰～-20.88‰. 对于δ13CSIC，无灌溉背景区为-7.11‰～-2.23‰，低灌溉定额区为-4.39‰～-2.02‰，高灌溉定额区为-4.23‰～-2.44‰. 土壤深度100～300 cm处无灌溉背景区和灌溉区δ13CSIC存在显著差异，无灌溉背景区在100～300 cm处δ13CSIC接近-7.00‰，较灌溉区偏负.

灌溉区与无灌溉背景区土壤剖面δ13CSOC的垂直变化特征存在差异. 灌溉区δ13CSOC均随深度的增加呈单调递减趋势，无灌溉背景区δ13CSOC则在100～300 cm处出现高值. 进一步地，在0～100 cm处，高灌溉定额区δ13CSOC高于低灌溉定额区与无灌溉背景区，随后灌溉区δ13CSOC值下降；在100～300 cm处，无灌溉背景区中δ13CSOC值偏正，高于灌溉区. 就SIC而言，灌溉区δ13CSIC的垂向变化并不明显. 无灌溉背景区δ13CSIC则在100～300 cm处显著降低. 具体而言，100～300 cm处，无灌溉背景区的δ13CSIC出现明显的低值区，为-7.22‰～-6.47‰，远低于灌溉区.

图3 各采样点及背景点SOC及SIC储量

注： ** 表示在0.01水平上显著相关；*表示在0.05水平上显著相关. a、b、c表示方差分析的分组结果.

2.2 土壤碳储量及密度变化

研究[25-27]表明，农田生态系统中灌溉会对土壤碳库产生影响，并间接影响CO2的产生与排放. 就SOC碳储量而言(见图3)，高低灌溉定额区与无灌溉背景区之间差异不明显，SOC储量为16.0～20.0 kg/hm2. 这与已有研究得到灌溉对半湿润区的SOC储量基本无影响的结果[28-30]一致. 在半湿润区，水分对植物生长的限制不明显或者受其他因素影响抵消了灌溉对SOC的影响. 在SIC储量方面，灌溉区与无灌溉背景区存在显著差异，表现为高灌溉定额区>低灌溉定额区>无灌溉背景区. 其中，高灌溉定额区SIC储量为75.6～84.3 kg/hm2，是无灌溉背景区的1.7～1.9倍. 在碱性土壤环境下，一方面，灌溉水蒸发浓缩导致CaCO3沉淀；另一方面，灌溉水入渗造成SIC垂向迁移，导致深层SIC明显增加[31]. 高低灌溉区的土壤无机碳密度在深度100～300 cm处较其他深度有所增加(见图4)，表明灌溉的淋滤作用导致土壤SIC的垂向再分布[30]. 由图3可知，高灌溉区SIC储量显著高于低灌溉区，前者为后者的1.6～1.9倍，即灌溉定额对SIC储量有一定影响. 进一步对比发现，SIC储量是SOC储量的2～4倍，地下水灌溉成为影响土壤SIC储量的重要因素. 这与灌溉能够明显增加土壤碳库中无机碳储量的研究结果[32]一致.

在有机碳方面，无灌溉背景区土壤剖面中的SOC密度范围为1.9～9.6 kg/m3，其在100～200 cm处有所增加. 低灌溉定额区SOC密度为1.7～25.3 kg/m3，高灌溉定额区为1.6～20.7 kg/m3，二者在0～100 cm处均急剧下降，随后趋于稳定，与无灌溉背景区变化趋势不同. 在100～300 cm处，高灌溉定额区SOC密度(1.9～7.1 kg/m3)高于低灌溉定额区(1.9～4.2 kg/m3). 在垂直剖面上SOC密度的变化是自然因素和人为因素共同作用结果，受植被类型、微生物活动和人类农业耕作、灌溉等影响[33-35]. 由图4可见，高、低灌溉定额区之间SOC密度随深度变化的差异不明显，而灌溉区与无灌溉背景区则在100～300 cm处存在显著差异(p<0.01).

图5 灌溉区与无灌溉背景区的碳含量及δ13C值相关性分析

在无机碳方面(见图4)，无灌溉背景区土壤剖面SIC密度范围为4.3～15.7 kg/m3，在100～300 cm处显著降低. 低灌溉定额区SIC密度为4.7～22.5 kg/m3，高灌溉定额区为4.4～26.1 kg/m3，二者在100～300 cm处均有所增加，与无灌溉背景区变化趋势不同. 由此可见，高、低灌溉定额区与无灌溉背景区之间在100～300 cm处SIC含量存在显著差异(p<0.01)，表现为低灌溉定额区>高灌溉定额区>无灌溉背景区的趋势. 因此，灌溉区土壤碳库增加主要归因于SIC的变化.

以往关于土壤碳库的研究都集中在表层(0～20 cm)土壤，而对更深的土壤剖面关注较少[36-39]，导致无法全面和科学地评估土壤剖面碳库变化[40]. 显然，地下水灌溉程度对土壤有机碳密度变化范围的影响较小，这与SOC密度变化及其输入土壤的机理一致[41]. 表层(0～20 cm)土壤由于受地表枯枝落叶、根系以及微生物活动的影响，有机质来源丰富，输入量大于损耗量，使得SOC密度较高. 随着土壤深度增加，有机质输入量在降低的同时，土壤微生物活动也会导致有机质分解，SOC在向下迁移过程中被损耗，因此灌溉区SOC密度呈现随深度增加而降低的趋势. 灌溉对土壤碳库的影响主要体现在100～300 cm处SIC的变化中,这与目前“100～300 cm处有较高SIC密度”的研究结果[37]相一致. 灌溉区与无灌溉背景区在SOC密度上的差异性主要体现在100～300 cm处. 在100～300 cm深度范围内，无灌溉背景区中的SIC密度较灌溉区有所增加. 这可能是由淋滤过程中SIC向下迁移以及微生物活动造成的[42]，高灌溉水量加上强微生物活动可能导致碳酸氢盐几乎完全浸出，从而影响着SIC的垂直分布. 在300～700 cm处，由于缺乏植物和人类活动的影响，灌溉区与无灌溉背景区SIC密度均无显著差异. 与无灌溉背景区相比，更多的碳酸盐在深层土层中沉淀形成，因此地下水灌溉对土壤碳库密度产生一定影响.

2.3 灌溉条件下有机及无机碳库的相关关系

土壤无机碳库由LIC和PIC组成. 其中，PIC的形成与LIC溶解沉淀平衡、SOC分解[18]以及灌溉地下水DIC沉淀密切相关. SOC分解转化主要是通过SOC-CO2-SIC系统发生[43]. 图5(a)显示，除去SOC含量为14.0～16.0 g/kg的3个采样点外，其余数据表明，灌溉区SOC与SIC含量无显著相关关系，即灌溉区SOC转化对SIC库的影响不明显(R2=0.08). 然而，无灌溉背景区中SOC与SIC含量存在显著负相关关系(R2=0.51)，说明无灌溉背景区中SOC的转化对SIC有一定影响. 据此可知，地下水灌溉使得SOC与SIC含量之间无明显负相关性，即地下水灌溉是PIC形成的主控过程. 与无灌溉背景区相比，灌溉区的SOC储量变化不明显，而SIC储量增加了70.0%～90.0%，因此，灌溉区SIC的累积，主要源自地下水灌溉输入PIC. 无灌溉背景区代表的是自然降雨淋滤作用下，原生性碳酸盐的溶解沉淀以及土壤有机碳的转化，用于与地下水灌溉区对比探讨地下水灌溉对农田土壤PIC形成的影响. 进一步地，δ13CSOC与δ13CSIC的相关性分析(见图5)表明，δ13CSOC与δ13CSIC呈显著负相关(p<0.01)，且灌溉区(R2=0.11)的负相关性较无灌溉背景区(R2=0.38)弱，进一步表明地下水灌溉使得SOC转化对SIC的影响减弱.

2.4 灌溉条件下土壤碳库来源解析

图6显示，无灌溉背景区δ13CSOC与SOC密度呈正相关(p<0.01). SOC密度升高，δ13CSOC偏正，说明有机质分解过程中同位素分馏效应并不是主导，随着成土时间延长，有机质中13C相对亏损的组分已基本分解殆尽. 灌溉区在0～100 cm处SOC密度与δ13CSOC呈负相关(p<0.05)，表明随着有机质转化过程的进行，CO2排放导致δ13CSOC偏正. 在100～700 cm处，有机质转化过程缓慢，且同位素偏正的SOC开始转化. 研究表明，C3植物中δ13CSOC值比C4植物偏负，可用于追踪C3/C4植被类型的变化[44]. 据此，该研究中C3植物在土样中占主导地位. 无灌溉背景区δ13CSIC与SIC密度呈显著正相关(p<0.01)，灌溉区则表现为无显著相关(见图6). 在无灌溉背景区中，仅有微生物活动及地面枯枝落叶等有机质分解产生CO2，其中一部分进入土壤中从而导致100～300 cm处δ13C偏负. 地下水灌溉区δ13CSIC整体较无灌溉背景区数值偏正，说明地下水灌溉促进碳酸盐形成过程中，CO2排放导致δ13C偏正.

基于端元混合模型的源解析结果(见图7)显示：无灌溉背景区无机碳碳同位素基本继承了土壤母质碳酸盐同位素特征，无灌溉背景区无机碳以LIC为主，占比为74.2%～89.4%. 灌溉区土壤δ13CSIC与灌溉水源蒸发浓缩后δ13C(-5.00 ‰～-3.00‰)基本一致. 在灌溉区土壤SIC中，地下水来源PIC的占比为74.0%～89.8%，远高于LIC源与SOC转化源的贡献，进一步证明SIC主要来源为灌溉地下水蒸发过程中次生碳酸盐沉淀[20,45-46]. 对比而言，无灌溉背景区中LIC源和SOC转化源占比分别为74.2%～89.4%和10.6%～25.8%，远高于灌溉区. 概括而言，无灌溉背景区PIC主要来自原生性碳酸盐，灌溉区PIC的累积则主要归功于地下水灌溉.

图6 灌溉区与无灌溉背景区的δ13C值与碳密度相关性分析

图7 土壤剖面不同深度无机碳库来源解析

3 结论

a) 地下水灌溉对SOC和SIC的储量及密度存在不同的影响. 整体而言，研究区SIC储量较大，是SOC储量的2～4倍. 地下水灌溉对SOC储量的影响不显著，但会初始SIC储量显著增加，并表现为无灌溉背景区<低灌溉定额区<高灌溉定额区的趋势. 其中，高灌溉定额区SIC储量为75.6～84.3 kg/hm2，是无灌溉背景区的1.7～1.9倍. 对不同深度土壤碳密度的研究表明，灌溉区在100～300 cm处的碳密度与无灌溉背景区存在显著差异，说明灌溉区SIC的垂向再分配现象较为明显.

b) 灌溉区中SOC和SIC相关关系较弱，无灌溉背景区二者则具有较为显著的相关性. 由此表明，长期地下水灌溉导致土壤碳循环机制发生改变，次生碳酸盐沉淀取代SOC转化过程，成为灌溉区SIC累积的主要原因.

c) 土壤碳库源解析表明，灌溉区SOC主要源自于C3植物源，SIC则以地下水蒸发浓缩碳次生碳酸盐沉淀来源为主，占比为74.0%～89.8%. 无灌溉背景区SIC主要来自原生性碳酸盐分解与再沉淀以及有机碳转化输入. 总体而言，地下水灌溉对华北平原土壤碳库尤其是SIC造成了较大影响.