古日乃湖盆沉积物发育土壤盐分与碳酸钙积累机制*

杨 帆，杨 飞，黄来明，杨仁敏，韩光中，张甘霖，4，6†

（1. 内江师范学院地理与资源科学学院，土壤过程模拟实验室，四川内江 641100；2. 土壤与农业可持续发展国家重点实验室（中国科学院南京土壤研究所），南京 210008；3. 中国科学院地理科学与资源研究所，生态网络观测与模拟重点实验室，北京 100101；4. 中国科学院大学，北京 100049；5. 江苏师范大学地理测绘与城乡规划学院，江苏徐州 221116；6. 中国科学院南京地理与湖泊研究所，流域地理学重点实验室，南京 210008）

土壤是成土母质在气候、生物、地形、时间和人为活动等因素综合作用下形成的，成土因素的改变将影响土壤的演化过程、方向及其速率。在中国西北干旱、半干旱区分布着大量的内陆河流，这些内陆河流最终消失于沙漠或者汇集于洼地形成尾闾湖。干旱区的尾闾湖泊在维持内陆河流域水文循环、区域生态环境中起着重要作用。然而，绿洲的扩张和地表水拦截等人类活动导致进入内陆河下游水量急剧减少，尾闾湖泊面积逐渐萎缩，甚至形成干盐湖。水文条件的改变进而会影响地貌特征与其后的成土过程，然而关于尾闾湖干涸后沉积物发育土壤的形成与演化特征的研究迄今为止还很缺乏。

尾闾湖干涸过程中地下水位不断下降，湖相沉积物作为成土母质参与土壤的形成。此外，我国西北干旱地区的尾闾湖往往处于亚洲粉尘影响区，近源粉尘的加入也是其重要的母质来源。母质来源的多元性及其“加积型”的成土模式将引起成土过程的复杂化或间断，形成不同的土壤类型。作为内陆河流物质汇集的中心，盐分的聚集是尾闾湖重要特征。理解土壤盐分的组成及其沉积顺序有助于揭示流域元素生物地球化学循环、反演湖泊演化和进行古环境重建。土壤积盐过程与盐分转化特征还有助于解译亚洲干旱区沙尘物源产生机制。此外，干旱区有机碳含量低，土壤碳库主要以碳酸钙为主的无机碳形式赋存，干旱区土壤碳酸钙（尤其是次生碳酸钙）的积累机制有助于揭示全球环境变化下“碳失汇”问题。

古日乃湖盆是中国第二大内陆河黑河的重要尾闾湖之一，湖盆位于黑河下游冲积扇的东缘、巴丹吉林沙漠西缘。黑河中游绿洲不断扩张，耗用水量持续增加，进入下游水量减少，尾闾湖泊地下水位下降。据古地质调查显示，黑河哨马营以南河段入渗经古河道补给古日乃，近一个世纪以来，湖泊干涸逐渐演化成古日乃湿地。同时，来自巴丹吉林沙漠的沙尘在古日乃湖盆沉积，成为其土壤发育的母质。这些成土因素的变化对古日乃湖盆土壤的形成演化，尤其是对盐分、碳酸钙积累的影响还不清楚。因此，本研究结合土壤发生学和地球化学方法分析了古日乃湖盆沉积物发育土壤盐分与碳酸钙的积累特征，对理解干旱区内陆河尾闾湖区域土壤与生态环境的演变历史以及在未来气候变化下的演化趋势具有重要意义。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

古日乃湖盆介于100°45′—101°30′E，40°30′—41°20′N 之间（图1）。海拔约1 000～1 050 m，多年平均降水量为42 mm，年均蒸发量高达3 700～4 000 mm，多大风、并引发沙尘暴。土壤发育弱，盐分的形成及其转化是主要的成土过程。由于气候极端干旱、盐分含量高，古日乃湖盆主要分布梭梭（）、 芦 苇（）、白刺（）等耐旱耐盐植物。

1.2 样品采集与分析

2012—2013 年对古日乃湖盆典型景观进行土壤调查，采集了沙丘（PL01）、湖岸芦苇地（PL02）、湖岸—近湖心芦苇地（PL03）、近湖心光板地（PL04）、近湖心—戈壁芦苇地（PL05）和戈壁梭梭林（PL06）共6 个土壤剖面（图1）。样点信息见表1，按土壤发生层采集样品，共采集38 个土壤样品、108 个环刀样品（3 次重复）。

表1 古日乃湖盆土壤样点信息Table 1 Characteristics of soil sampling in the Gurinai Playa

图1 研究区及样点（PL01～PL06）分布图Fig. 1 Distribution map of the study area and sampling sites（PL01～PL06）

1.3 数据处理

明确土壤母质来源的同源性（或者异质性），是区分沉积过程与土壤发生过程的重要基础，也是区分土壤属性变化的前提。本研究采用Schaetzl提出的均一性值（Uniformity value，UV）来区分母质是否同源。

式中，Si 为粉粒百分比，VFS 为细砂粒（50～100 μm）百分比，S 为砂粒百分比。UV 值越接近0，相邻土层的母质来源越相似；当UV 的绝对值超过0.6 表示相邻土层来自不同母质。

区分盐化和碱化过程是判别盐成土类型的基础，也是改良利用管理盐渍化土壤的前提。钠吸附比（Sodium absorption ratio，SAR）被用作区分土壤的盐化和碱化的重要指标。

式中，SAR 为钠吸附比（mmol·L），Na、Ca、Mg为离子浓度（mmol·L）。美国土壤学会将SAR≥13（mmol·L）作为区分碱土的阈值。

本研究采用Chen 等建立的定量计算原生和次生碳酸盐相对含量的公式计算次生碳酸钙含量：

式中，为次生碳酸盐占土壤总碳酸盐的比例（%），为土壤碳酸盐锶同位素比值。与土壤碳酸钙相当物的乘积为土壤次生碳酸钙含量。

采用SPSS24.0 统计软件进行数据分析，采用OriginPro2016 软件进行图像化处理。

2 结 果

2.1 土壤形态特征及其变化

古日乃湖盆被巴丹吉林沙漠和戈壁所包围，湖积物和近源沉积的粗颗粒风积物是土壤发育的母质基础。受沙尘源区环境改变、传输途径及沉积环境的影响，不同的地貌单元沉积的物质来源不同。不同时间同一地貌单元沉积的物质在组成上也存在差异，在土壤形成过程中常表现为母质不连续，如PL02、PL04、PL05 和PL06 剖面，相邻土层的均一性值UV 超过0.6（图2）。土壤颜色以黄橙为主，明度高；受强烈积盐作用影响，盐结壳以橙白和灰白为主（图2）。

土壤具有盐结壳、盐积层、盐磐、钙积层和钙磐等土壤诊断层的分异，盐分迁移活跃。野外观察发现PL02、PL03、PL04 和PL05 剖面有白色盐结晶析出；从湖缘到近湖心，PL02、PL03 和PL04 剖面表层强烈积盐形成结壳（Kz），盐结壳发育逐渐增强，厚度增加（图2，黄色虚线框）；易溶性盐硬结在PL05 剖面形成盐磐层（Bzm，图2）；次生碳酸钙胶结或硬结形成不连续（PL05）和连续（PL04）的磐状土层（Bkm，图2），它表征了次生碳酸钙聚集高度发育的形态学特征。PL06 剖面脱离地下水影响，地表发育有孔泡结皮层（Ac），干硬、易碎（图2）。值得注意的是，PL02 剖面在历史时期为芦苇湿地，后经沙尘掩埋，形成埋藏层（2Ak），土壤颜色明度较低（图2）。PL01 剖面通体为单粒状砂粒，无结构发育。

图2 古日乃湖盆土壤发生层及其颜色（干态）Fig. 2 Soil horizon designation and soil color（in dry state）of the six pedons in the Gurinai Playa

2.2 土壤基本理化属性

土壤颗粒组成以砂粒（41%～94%）和粉砂为主（5%～51%），壤质砂土和砂质壤土质地，黏粒淋溶非常有限，无黏化特征（图3a～图3c）。土壤容重为0.93～2.00 g·cm，钙磐硬结，孔隙少，容重大（图3d）；盐结壳多孔，容重小。土壤pH 介于7.80～10.12 之间，呈碱性反应，且有干旱水分状况的土壤（PL01、PL02 和PL06）碱性强于潮湿水分状况的土壤（图3e）。极端干旱的气候与高盐的土壤环境不利于植物生长，土壤有机质（SOM）含量低，为0.71～11.79 g·kg（图3f）；30 cm 以下土层SOM 含量低于5 g·kg，PL02 埋藏层（51～81 cm）SOM 含量则较高。

图3 土壤基本理化属性Fig. 3 Basic soil physico-chemical properties of the six pedons

2.3 土壤盐分特征

土壤水溶性含盐量0.42～650.50 g·kg（表2），平均值为57.37 g·kg，各土层变异系数为250%，不同剖面盐分强烈分异。具有潮湿水分状况的土壤（PL03、PL04 和PL05）其剖面各土层含盐量变异系数超过200%，为强变异；强烈的蒸发促进盐分向上运移，表层积聚明显，盐结壳、盐磐含盐量高，为380.56～650.50 g·kg，显著高于 B 层和 C 层（＜0.01），盐分在剖面出现强烈分异。干旱水分状况的各土壤（PL01、PL02 和PL06）剖面各土层含盐量变异系数为7.5%～52.5%，为弱变异或中等变异，PL01 各层含盐量＜1 g·kg（表2），无盐化特征。

表2 土壤盐分含量及其组成Table 2 Total contents and ions composition of the soil salts in the Gurinai Playa

续表

图4 土壤盐分Cl-/ SO24-及其盐分类型Fig. 4 Ratio of Cl-/SO24-and type of the salt in selected soils

2.4 土壤碳酸钙及碳酸盐87Sr/86Sr 组成

土壤碳酸钙相当物（CaCO）含量为 2.1～331.0 g·kg（图5a），平均值为64.0 g·kg，各土层变异系数为134%，为强变异。土壤剖面碳酸钙的加权平均值大小为：PL02＞PL04＞PL05＞PL03＞PL06＞PL01，发育于风积物的土壤碳酸钙随海拔的降低（地下水位高）而增加（不包括PL02），表明水分状况对土壤碳酸钙的形成和迁移有重要影响。具有干旱水分状况的土壤（PL01、PL02 和PL06），其剖面碳酸钙的加权平均值变异强（CV=118%）；PL02 土壤母质为风积物下伏湖积物，湖相沉积过程伴有高含量碳酸盐的沉积（CaCO=327.4 g·kg），因此，PL02 土壤CaCO含量高；PL01 土壤母质是以石英为主的风积沙，土壤CaCO含量低；PL06 土壤发育于不同沉积时期的风积物，土壤各层CaCO含量不同（图5a）。此外，具有潮湿水分状况的PL03、PL04和 PL05 土壤剖面碳酸钙的加权平均值变异弱（CV=4%）；由于PL03 钙积层、PL04 和PL05 钙磐土壤CaCO含量高，CaCO在其剖面表现为中等变异或强变异。

图5 土壤碳酸钙含量（a）、碳酸盐锶同位素组成（b）及次生碳酸钙含量（c）Fig. 5 Soil CaCO3 equivalents (a)，and Sr-isotopic composition in carbonate fraction (b) and content of soil secondary CaCO3 (c) in the selected soils

碳酸钙积累是古日乃湖盆土壤的另一重要特征，锶和钙在表生地球系统中具有相似的性质和化学行为，因此常运用锶同位素来示踪钙的地球化学行为。本研究为了揭示古日乃湖盆干涸土壤碳酸钙的形成机制，对PL02 和PL04 两种代表性的土壤进行了锶同位素组成分析（图 5b）。土壤碳酸盐Sr/Sr 比值为0.711 289～0.711 896，PL02 碳酸盐Sr/Sr 比值随着土壤深度的增加先增大后减少，在埋藏钙积层（2Ak）达到最高值（0.711 896）；PL04碳酸盐Sr/Sr 比值钙磐最大（0.711 619）、母质层次之（0.711 500）、钙磐以上土层较小且分布较均一（0.711 313～0.711 384）。运用式（3），PL02 和PL04次生碳酸盐占土壤总碳酸盐的比例分别为82.2%、83.3%、86.5%、97.4%（2Ak）、86.7%（湖积物）和83.4%、83.1%、82.8%、84.6%、90.5%（Bkm）、87.5%（母质层）。PL02 和PL04 土壤次生碳酸钙（SCaCO）含量分别为70.5～283.8 g·kg和1.8～299.5 g·kg，湖积物（2Ck）、埋藏钙积层（2Ak）和钙磐土壤SCaCO含量均高于150 g·kg（图5c）。PL02 土壤SCaCO含量随土壤深度的增加而增加；PL04 钙磐以上土壤SCaCO含量小于20 g·kg，而钙磐土壤SCaCO含量高达299.5 g·kg，相差约14 倍。PL02和PL04 土壤SCaCO占碳酸钙总量的80%以上，表明土壤碳酸钙主要以次生碳酸钙的形式赋存。

3 讨 论

3.1 土壤盐分的积累特征

古日乃盐湖干涸形成的土壤具有高含盐量、高Na含量、高 SAR，表现出强度盐化特征。受地下水盐分补给影响，具有潮湿水分状况的土壤（PL03、PL04 和PL05）含盐量高于干旱水分状况的土壤（PL01、PL02 和PL06）。地下水位最高的PL04 剖面土壤含盐量最高，随着海拔的增加（地下水位相对下降），土壤含盐量减少，PL01 土壤含盐量最低，无盐化特征（图6）。PL03、PL04 和PL05 地下水位较高，强烈的地面蒸发作用下，地下水通过毛管作用将不同的盐分离子带至土表累积，形成含盐量高的盐结壳（图6）。随着干涸时间的延续或者风尘物质的持续加入，地下水位大幅度下降，低于临界水位，地下水不再参与现代积盐；加之气候干旱，降水稀少，未能促进强烈的脱盐过程，过去积累的盐分大量残留于土壤中，PL02 和PL06 心土层含盐量高（图 6）。美国土壤学会将土壤饱和浸提液SAR=13（mmol·L）作为判断碱土与非碱土的阈值，本研究中除PL01 和PL05 部分土层，其余土壤SAR＞13（mmol·L），按照中国土壤系统分类确定土壤类型，PL02、PL03、PL04 和PL05 均属于正常盐成土，而非碱土（碱化盐成土）（表1），在形态学上这些盐化土壤均未出现碱积层典型的柱状或棱柱状结构。因此，美国土壤学会关于碱土与非碱土的判断标准对中国土壤的适用性需要进一步验证。分析供试土壤高SAR，而没有出现碱化特征的原因有：古日乃湖盆土壤积盐过程以 NaCl 和NaSO为主，Na被土壤吸附，SAR 高；该地区降雨量极低，盐分淋溶作用微弱，由淋溶带来的Na不足以交换土壤吸附性的Ca，造成碱化过程弱。

图6 古日乃湖盆土壤盐分的积累与演化示意图Fig. 6 Schematic of the accumulation and evolution of soil salt in the Gurinai Playa

3.2 土壤碳酸钙的积累机制

土壤碳酸钙主要来源于石灰性成土母质，此外大气降尘、地下水、人为活动（灌溉、施肥）和植物归还等途径的输入是非石灰性母质土壤碳酸钙最主要的来源。Marion研究表明极端干旱条件下土壤碳酸钙的形成速率极低（年均降雨量小于37 mm，土壤碳酸钙形成速率为0），因此，干旱水分条件下的PL01、PL02 和PL06 的土壤碳酸钙主要来源于成土母质。古日乃地势低洼，汇集黑河水流带来的细土物质和Ca，静水条件下沉淀形成湖积物，其CaCO含量高。发育于湖积物（上覆风积物）的PL02 土壤碳酸钙含量为189.2 g·kg，是发育于不同沉积物源的PL06（34.9 g·kg）和发育于风积沙的PL01（16.6 g·kg）土壤碳酸钙含量的5.4 倍和11.4 倍。

发源于短距离搬运的风积物的PL03、PL04 和PL05 土壤碳酸钙含量分别为51.1、55.2 和54.5 g·kg。以PL01 作为参照（近源沉积），PL03、PL04 和PL05的土壤碳酸钙含量明显增加，尤其表现在钙积层和钙磐。PL03、PL04 和PL05 地下水位较高，强烈的蒸发使地下水中 Ca向上运输，当土壤溶液高于CaCO的溶度积时在地下水和土壤颗粒频繁交换的界面首先以包膜形式沉积；随着CaCO持续积累形成凝团；其后，凝团中的孔隙被CaCO堵塞并胶结起来形成CaCO含量极高的钙磐，钙磐的形成属于上升成因模式（图7）。此外，PL04 剖面中，母质层土壤SCaCO含量及其SCaCO/CaCO均高于钙磐以上各土层，表明地下水参与了母质层土壤次生碳酸钙形成和积累，进一步证明了钙磐的上升成因形成模式。钙磐是土壤碳酸钙强积累的形态表征，本研究中不连续和连续钙磐的AMSC定年为18 440 ± 67 a 和31 013 ± 206 a，其碳酸盐Sr/Sr 比值与巴丹吉林沙漠中根状结核及砂粒次生碳酸盐相似，次生碳酸盐比例高，表明钙磐的形成经历了较强的成土过程。结合定年数据，本研究中钙磐土壤碳酸钙的积累速率为10.7～18.9 g·m·a，是相似干旱气候条件下美国莫哈韦沙漠钙质土壤碳酸钙的积累速率的3 倍～19 倍，表明地下水对古日乃湖盆土壤碳酸钙积累具有重要影响。基于此，古日乃盐湖干涸过程中，水文条件的变化对碳酸钙的积累十分关键，脱离地下水的影响土壤碳酸钙的形成速率极低。

图7 古日乃湖盆土壤钙磐形成示意图Fig. 7 Schematic of the formation of Calcicpan within soil in the Gurinai Playa

4 结 论

作为内陆河流物质汇集的中心，盐分积累是尾闾湖重要特征，古日乃湖盆干涸形成的土壤具有高含盐量和高SAR 的特点；土壤积盐随着湖盆的干涸由现代盐化向残积盐化演化，盐化程度降低，盐分组成由氯化物型、氯化物—硫酸盐型向硫酸盐—氯化物型、硫酸盐型转化。沉积物的加积和钙磐的形成是古日乃湖盆土壤碳酸钙积累的主要过程，地下水持续供给的Ca是钙磐的重要钙源。

感谢中国科学院南京土壤研究所李德成研究员、赵玉国研究员、刘峰副研究员，生态环境部南京环境科学研究所杨敏、芦园园，安徽理工大学赵明松副教授，邬登巍博士和南京大学易晨在野外工作中的帮助。