基于氢氧稳定同位素特征的潜水蒸发影响程度研究

2022-02-03张鹏伟

干旱区研究 2022年6期

蒋磊，赵毅，张鹏伟，何亮，摆翔

（1.中国地质调查局乌鲁木齐自然资源综合调查中心，新疆乌鲁木齐 830057；2.中国地质大学（武汉）环境学院，湖北武汉 430078）

新疆塔里木河下游的干旱绿洲区地处天山南麓，塔里木盆地东北缘，深居欧亚大陆腹地，远离海洋，属于典型的大陆性干旱气候区，区内蒸发强烈，降雨稀少，绿洲区生态脆弱，水资源是其经济发展和生态环境建设最主要的制约因素［1］。强烈的大气蒸发是驱动土壤水分向上运动的主要动力［2］，而对于潜水来说，耗散又主要是通过毛细作用向上供给土壤蒸发［3］。

关于氢氧稳定同位素在潜水蒸发规律研究中的应用，始于20世纪60年代，主要经历了饱和土壤稳态蒸发，非饱和土壤恒温和非恒温稳态蒸发，以及非饱和土壤非稳态蒸发条件下氢氧稳定同位素运动研究［4-7］。研究认为，潜水以及土壤水分运移与地下水埋深、TDS 密切相关，同时还受到大气蒸发量、地表覆盖度、包气带结构、微地貌等因素的影响［8-10］；当土壤含水率大于绿洲区土壤持水度时，土壤水将通过毛细作用持续供给土壤蒸发，反之，土壤蒸发量将随着土壤含水率的降低而减小，当土壤含水率降低至毛管断裂含水率后，水分运移只能通过分子扩散进行［11］；其影响深度主要采用现场试验、室内试验测定或者通过海森公式进行计算，也取得了丰硕的成果［12-15］。由于毛细带中的水可以看作饱和或者接近饱和，毛细带也可看作是饱水带的上界［16］，并且土壤孔隙中毛细水所受的吸力小于植物根系吸力，毛细带也是植物吸收、利用水分的关键带［17-18］，目前，对于新疆干旱绿洲区包气带垂向深度上土壤水氢氧稳定同位素、土壤含水率、含盐量等参数的对比及规律研究报道的较少。所以，研究新疆干旱绿洲区影响土壤毛细水上升，尤其是潜水毛细作用和蒸发机理及其影响范围的判定，在分析土壤水分运移，土壤水与地下水转化关系、植物水分等方面都具有十分重要的意义。

本文采用精细开挖土壤垂向剖面方式，研究了干旱绿洲区胡杨（Populus euphratica）、柽柳（Tamar⁃ix ramosissima）等典型植被生长区的包气带结构和植物根系分布情况，开展了剖面中土壤含水率、土壤含盐量以及地下水、土壤水、植物水的氢氧稳定同位素等项目的测试，并对垂向分布曲线数据进行了研究和分析，揭示了该区秋季潜水蒸发影响深度和土壤水运移规律，以期为塔里木河下游干旱绿洲区的水资源合理开发利用和生态环境保护修复提供科学依据。

1 研究区概况

新疆塔里木河下游的干旱绿洲区位于塔里木盆地的东北部（图1），塔克拉玛干沙漠和库姆塔格沙漠之间（86°34′～88°00′E，40°30′～41°05′N），北倚孔雀河，南濒塔里木河，地势平坦，海拔大部分在855 m 以下，地势西高东低，南高北低，主要由河流冲积平原以及大片沙漠和风蚀地组成。该区属于典型的荒漠干旱气候，日照丰富，年平均气温10.8 ℃，年平均降水量34.7 mm，年均蒸发量达到2408.6 mm。除少数有灌溉条件的地区人工栽培植被代替了自然植被，其余绝大部分是尚未开垦的盐碱沙荒地，仍然保持着自然植被的生长［19］。该区域是南疆兵团重要的人口聚集地，也是全国优质棉花的主产区，发挥着生态保护与水源涵养的重要功能，地理区位十分重要［20］。由于该地区的水资源尤其是地下水，不仅提供宝贵的淡水资源，更是植物水分的主要来源，因此影响着当地的生态、生产和生活。

本文选择区内长势中等-较好的柽柳和胡杨生长区作为研究对象，其总盖度分别为25.38%和35.79%，采样点位分布见图1。由于研究区内分布较多的古河道和牛轭湖，沉积环境的分异使得区内包气带岩性主要为细砂、中细砂和粉质黏土，易于土壤水和潜水的蒸发。

图1 研究区地理位置（a～b）及剖面点位照片（c～d）Fig.1 Geographical location of the study area(a-b)and photos of sampling profile points(c-d)

2 研究方法

2020年10月初，主要采用人工土钻和垂向剖面开挖方式揭露包气带结构和植物根系分布情况。为避免长期暴露空气产生的误差，剖面开挖选择清晨时间段，直到露出潜水位为止，并获得2 个连续、完整的非饱和带土壤剖面。剖面规格分别为：长2.2 m、宽1.8 m、深2.15 m，长2.2 m、宽2.6 m、深2.85 m，在剖面上以每20 cm 刻槽采集1 个土壤样，分析测试土壤含水率、土壤含盐量；同时兼顾土壤质地尽可能采集土壤水同位素样品，期间取回植物木质部水分同位素样品。

2.1 土壤含水率测试

采用环刀采集大于100 g的原状土，装入铝盒后现场用0.01 g 精度的电子天平称出湿土重量后，带回实验室，采用土壤烘干箱在110 ℃的条件下烘12 h，再次称干土重量，土壤含水率（W）通过下式来计算：

W=(W1-W2)/(W2-W0)×100%

式中：W为土壤含水率（%）；W0盒重（g）；W1湿土加盒重（g）；W2干土加盒重（g）

2.2 土壤水、植物水抽提

将现场采集的分层土壤样品以及植物样品迅速装入密封袋，再放入装有冰块的恒温箱内带回实验室。植物同位素水样品提取采用低温真空蒸馏法，土壤水分提取采用全自动真空冷凝抽提系统。

2.3 土壤水、植物水及地下水氢氧稳定同位素测试

土壤水、植物水及地下水样品的氢氧稳定同位素测定由中国地质调查局西安中心干旱半干旱区地下水与生态重点实验室完成，测定仪器为液态水同位素激光测试仪（LWIA），δD、δ18O 值的分析精度分别可以达到0.5‰和0.10‰。所有水样中的氢氧稳定同位素含量用VSMOW的千分差δ表示。

2.4 土壤易溶盐测试

3 结果与分析

3.1 土壤剖面包气带结构及植物根系分布

由图2 可知，柽柳剖面包气带结构自上而下分别为：中细砂、细砂、粉砂、细砂、粉质黏土、细砂，厚度8～120 cm；剖面内柽柳根系呈鱼尾形状，主要由细根（d≤2 mm）、中根（2 mm＜d≤5 mm）和粗根（d＞5 mm）组成，根系延伸较长，说明柽柳根系的趋水性促使根系拓展到更远的地方，并且根系的生物量随着剖面深度增加而减少，说明柽柳主要吸收利用浅层土壤水和养分。胡杨剖面（图3）包气带结构自上而下分别为：细砂、粉砂、黏土质粉砂互层；剖面内胡杨根系分布具有不对称性，主要由细根（d≤2 mm）、中根（2 mm＜d≤10 mm）、粗根（10 mm＜d≤50 mm）和粗大根（d＞50 mm）组成，且横向根系发达空间延展能力强，说明胡杨根系通过水平延展寻找所需的营养和水分，还有部分死根主要集中在地表1 m以内、距离树基1.5 m 以外，说明死根的分布与水分的分布情况有很大的关系，且绝大部分死根为细根，说明细根的新陈代谢最为活跃。

图2 柽柳剖面包气带结构及含水率、含盐量分布Fig.2 Structure of the vadose zone and the distribution of water content and salinity in the vertical section of Tamarix ramosissima

图3 胡杨剖面包气带结构及含水率、含盐量分布Fig.3 Structure of the vadose zone and the distribution of water content and salinity in the vertical section of Populus euphratica

3.2 土壤剖面含水率及含盐量

从垂向分布情况来看，由地表向潜水面土壤剖面含水率总体呈增加的趋势，但由于包气带岩性结构、地表覆盖度等条件的限制，不同深度包气带含盐量的变化规律不尽相同。柽柳剖面（图2）显示，随着深度的增加，土壤含水率逐渐升高，由于粉砂夹层的影响，30～50 cm处土壤含水率较高，为20%，随后含水率降低、变化速率减缓，至100 cm 处变化速率增大，含水率逐渐增高至潜水面。胡杨剖面（图3）也同样显示，随着深度的增加，土壤含水率逐渐升高，由于黏土层的影响，50 cm处土壤含水率较高，为10%，随后含水率变化速率减小，至150 cm处变化速率增大，含水率也逐渐升高至潜水面。

随着深度的增加土壤剖面含盐量总的变化趋势表现为降低，但由于地形地貌、水文地质等条件的不同，不同深度包气带含盐量的变化规律也不一致，包气带浅部含盐量随深度增加出现明显变化，达到某一深度，则含盐量趋于一定值。柽柳剖面（图2）显示，随着深度的增加，土壤含盐量先是逐渐升高，近地表8 cm处土壤含盐量最高，为1.5%，随后土壤含盐量降低、变化速率增大，至100 cm 处趋于稳定。胡杨剖面（图3）显示，随着深度的增加，土壤含盐量逐渐降低，表层土壤含盐量最高，为0.8%，随后含盐量变化速率减缓，至150 cm 处变化趋于稳定。

3.3 土壤水氢氧稳定同位素垂向分布

由图4 可知，柽柳剖面土壤水氢氧稳定同位素呈现如下规律：土壤水氢氧稳定同位素值随着包气带深度增大而逐渐减小，并趋于稳定，稳定时土壤水氢氧稳定同位素值接近潜水值；潜水氢氧稳定同位素值普遍低于土壤水，二者又小于雨水，相对土壤水来说，地下水的更新速率高于土壤水，使地下水氢氧稳定同位素被稀释；从潜水面至地表，土壤水氢氧稳定同位素值先减小至最小值，约地下1 m处，随后逐渐增大至最大值，约地下30 cm 处，至剖面表层时值极低。

图4 柽柳剖面土壤水氢氧稳定同位素特征（2020年10月）Fig.4 Characteristics of hydrogen and oxygen isotopes of soil water in the vertical section of Tamarix ramosissima(2020.10)

胡杨剖面（图5）土壤水氢氧稳定同位素呈现如下规律：土壤水氢氧稳定同位素值随着包气带深度增大而逐渐减小，并趋于接近潜水值；潜水氢氧稳定同位素值普遍低于土壤水，二者又小于雨水；从潜水面至地表，土壤水氢氧稳定同位素值先是减小至最小值，约地下1.5 m 处，随后逐渐增大至最大值，约地下50 cm处，至剖面表层时值极低。

图5 胡杨剖面土壤水氢氧稳定同位素特征（2020年10月）Fig.5 Characteristics of hydrogen and oxygen isotopes of soil water in the vertical section of Populus euphratica(2020.10)

4 讨论

4.1 土壤水的补给来源

氢氧稳定同位素被称为水的“指纹”，因为其作为水分子的组成部分不同于一般溶质［21］。作为一种新的研究手段，可以在点和流域尺度上示踪水分运动。由于塔里木河下游的干旱绿洲区降水稀少，地表没有稳定径流，除了人工灌溉以外，土壤水的来源有大气降水和地下水。从2个不同植被剖面的土壤水氢氧稳定同位素垂向分布情况来看，土壤水中的δ2H、δ18O 值均要比潜水中的δ2H、δ18O 值更加富集，并且二者明显小于雨水，说明土壤水并非来自大气降水，而是由潜水补给后，在包气带中受到强烈毛细作用和蒸发作用并向上运移，逐渐与包气带中的水混合，并在浅表层受到分馏作用后不断富集。至于表层出现极低值，可能是由于干旱绿洲区早晚温差大，清晨采样时，部分空气凝结水使得浅层土壤水氢氧稳定同位素贫化［22］，故氢氧稳定同位素数值极低。

4.2 植物用水的来源

通过比较植物木质部水分与潜在水源的氢氧稳定同位素组成，可以初步判断出不同样地的植物茎部水同位素的来源，即如果存在交点，那么该交点对应的水源即为植物的主要水分来源［23］，该方法只能定性判断植物用水而不能量化植物水分的利用率。从柽柳水氢氧稳定同位素分布来看，δ2H 值的变化范围为-60‰～-50‰，小于潜水和雨水δ2H值，与土壤水在1.0 m 附近有交叉点；δ18O 值的变化范围为-7‰～-5‰，与δ2H值相似均小于潜水和雨水δ18O值，与土壤水在1.0 m附近有交叉点，由于δ18O在植物吸收过程中更加稳定、不易发生分馏，故说明柽柳可能主要吸收1.0 m附近的包气带水。从胡杨水氢氧稳定同位素分布来看，δ2H 值的变化范围为-50‰～-32‰，δ18O 值的变化范围为-3‰～-2‰，小于雨水δ2H、δ18O 值，但大于潜水δ2H、δ18O 值，与土壤水在0.8～2.5 m附近有交叉点，说明胡杨可能主要吸收深度介于0.8～2.5 m附近的包气带水以及潜水。

4.3 潜水蒸发的影响程度

根据物理分馏原理，从潜水面向上，随着毛细作用减小，氢氧稳定同位素逐渐被稀释并达到一定高度，即毛细高度；由于吸附与解吸引起的分子扩散过程中，分子的扩散速度与分子的质量平方根成反比，因此轻同位素富集在扩散的前方，而重同位素将残留在扩散的后方。而地表向下，随着蒸发作用增强，氢氧稳定同位素逐渐被稀释并达到一定深度，即蒸发深度；由于蒸发与凝聚引起的分子扩散过程中，分子的扩散速度与分子的质量平方根成反比，因此轻同位素富集在蒸发面的浅部，而重同位素将残留在蒸发面的深部［24-25］。因此，根据图4 土壤水氢氧稳定同位素分布，间接指示该点潜水毛细高度可达地下1 m埋深；蒸发作用发生在地下1 m埋深以上。根据图5 土壤水氢氧稳定同位素分布，间接指示该点潜水毛细高度可达到地下1.5 m 埋深；蒸发作用发生在地下1.5 m埋深以上。

与土壤剖面含水率、含盐量分布曲线也基本一致，根据图2 显示，从潜水面向地表，土壤剖面含水率逐渐减小至1 m 位置处，随后含水率减小的速率减缓，地表含水率达到最低；土壤剖面含盐量在潜水面附近总体保持稳定，至100 cm处含盐量出现跳跃并逐渐增大，近地表附近土壤含盐量达到最高。图3也同样显示，从潜水面向地表，土壤剖面含水率逐渐减小至1.5 m 位置处，随后含水率减小的速率减缓，地表含水率达到最低；土壤剖面含盐量在潜水面附近总体保持稳定，至150 cm处含盐量逐渐开始增大，表层土壤含盐量达到最高；总体反映出该区强烈的潜水蒸发和毛细作用。