應(yīng)用氫氧穩(wěn)定同位素對(duì)極端干旱區(qū)蒸發(fā)水分來(lái)源的確定

李紅壽 ,汪萬(wàn)福, 詹鴻濤,邱 飛,張正模,武發(fā)思

1 敦煌研究院保護(hù)所,敦煌 736200 2 古代壁畫(huà)保護(hù)國(guó)家文物局重點(diǎn)科研基地,敦煌 736200

應(yīng)用氫氧穩(wěn)定同位素對(duì)極端干旱區(qū)蒸發(fā)水分來(lái)源的確定

李紅壽1,2, *,汪萬(wàn)福1,2, 詹鴻濤1,2,邱 飛1,2,張正模1,2,武發(fā)思1,2

1 敦煌研究院保護(hù)所,敦煌 736200 2 古代壁畫(huà)保護(hù)國(guó)家文物局重點(diǎn)科研基地,敦煌 736200

長(zhǎng)期監(jiān)測(cè)發(fā)現(xiàn)敦煌莫高窟窟頂戈壁存在穩(wěn)定的蒸發(fā)水分。為了進(jìn)一步厘清蒸發(fā)水分的來(lái)源,利用拱棚-凝結(jié)法定期收集蒸發(fā)水分,應(yīng)用水同位素示蹤原理監(jiān)測(cè)凝結(jié)水分、莫高窟降水和潛水的δD和δ18O值,以揭示戈壁蒸發(fā)水分的來(lái)源。結(jié)果表明,蒸發(fā)水分的δD、δ18O平均值分別為-33.06‰和-5.33‰,莫高窟降水為-66.44‰和-8.57‰,潛水為-72.19‰和-9.75‰,說(shuō)明當(dāng)?shù)貪撍⒎莵?lái)自于莫高窟降水；通過(guò)經(jīng)緯度和海拔,應(yīng)用在線降水同位素計(jì)算的當(dāng)?shù)亟邓腄和δ18O值(-60.00‰,-8.50‰)和降水加權(quán)平均值(-5.30‰,-0.75‰)同樣表明,當(dāng)?shù)亟邓皇堑叵聺撍暮侠韥?lái)源,而黨河源區(qū)(野馬山)的降水(-86.00‰,-12.00‰)才是地下潛水的真正來(lái)源。土壤水分蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)與土壤垂直剖面水分檢測(cè)表明,戈壁深厚包氣帶土壤在潛水水汽向上運(yùn)移過(guò)程中選擇了δ值相對(duì)較高的潛水水分,因此,戈壁蒸發(fā)水分來(lái)自地下潛水,存在清晰的來(lái)源通道。極干旱區(qū)蒸發(fā)水分來(lái)源的再確定為蒸發(fā)潛水的利用奠定了基礎(chǔ),對(duì)極干旱區(qū)生態(tài)恢復(fù)有重要意義,并為干旱、半干旱區(qū)地下水的利用提供了新視角,為莫高窟洞窟水分來(lái)源研究亦提供了重要參考。

同位素；極干旱區(qū)；蒸發(fā)；降水

極干旱荒漠區(qū)是生物地球化學(xué)循環(huán)系統(tǒng)的終端,不但潛藏著巨大能源與礦產(chǎn)資源,而且得益于該區(qū)干燥的氣候,保存了大量的古代遺址,是現(xiàn)代旅游觀光產(chǎn)業(yè)的重要資源。同時(shí),水分的匱乏使該區(qū)成為土地退化最嚴(yán)重的地區(qū)。目前,極干旱荒漠土地的退化、全球氣候的改變和愈演愈烈的人類(lèi)干擾正使荒漠的自然景觀遭到嚴(yán)重破壞,歷史文化遺產(chǎn)面臨著空前的喪失[1]。無(wú)疑,敦煌莫高窟是極干旱荒漠中的文化瑰寶,是全人類(lèi)的共同文化遺產(chǎn),而生態(tài)環(huán)境的惡化、風(fēng)沙的侵蝕已對(duì)洞窟精美壁畫(huà)造成了嚴(yán)重的損壞,珍貴文物的保護(hù)和永續(xù)利用面臨著嚴(yán)峻的挑戰(zhàn)[2]。因此,尋求可利用水分來(lái)源進(jìn)行生態(tài)恢復(fù)不僅對(duì)文物保護(hù)顯得非常迫切,而且對(duì)保護(hù)風(fēng)沙策源地、遏制沙塵暴的形成,減少?lài)?guó)民經(jīng)濟(jì)損失,保持旅游可持續(xù)健康發(fā)展具有重要意義。

目前,欲通過(guò)人為改變氣候增加降水顯然并不現(xiàn)實(shí),研究最好將目光轉(zhuǎn)移到地下潛水的利用上。雖然學(xué)術(shù)界一度認(rèn)為當(dāng)埋深超過(guò)一定深度時(shí),潛水將停止運(yùn)轉(zhuǎn)與蒸發(fā)[3],但筆者通過(guò)對(duì)極干旱區(qū)降水的模擬與分析,認(rèn)為潛水是極干旱區(qū)土壤水分的主要來(lái)源[4],基于拱棚-空調(diào)凝結(jié)法對(duì)蒸發(fā)數(shù)量進(jìn)行的監(jiān)測(cè)發(fā)現(xiàn)極干旱區(qū)存在不少于4.80 mm/a的年蒸發(fā)量[5- 6]。雖然蒸發(fā)數(shù)量較少,但潛水來(lái)源對(duì)維系耐旱植物生命及極干旱區(qū)生態(tài)系統(tǒng)具有重要意義。

截至目前,筆者對(duì)極干旱區(qū)蒸發(fā)水分已進(jìn)行了較為系統(tǒng)的研究,創(chuàng)造性地應(yīng)用隔絕法、拱棚法、拱棚-空調(diào)凝結(jié)法及降水回收等方法初步確定了蒸發(fā)水分的來(lái)源及數(shù)量[7- 9],但應(yīng)用不同的研究新方法與手段再次確定蒸發(fā)水分來(lái)源仍具有重要的現(xiàn)實(shí)意義。目前,水分穩(wěn)定氫氧同位素核示蹤在研究水分來(lái)源方面具有獨(dú)到的優(yōu)勢(shì)[10- 11],廣泛應(yīng)用于土壤[12- 13]和植被水分來(lái)源[14- 17]及GSPAC(Groundwater-soil-plant-atmosphere continuum)水分循環(huán)研究中[18]。

水同位素核示蹤的基本原理是：水分中由于氫氧同位素的不同,分子量存在一定的差異,因而水分子在某些熱動(dòng)力學(xué)方面表現(xiàn)出明顯的不同。較輕同位素在水分蒸發(fā)過(guò)程中更容易蒸發(fā),而殘留水分富集D和18O,即發(fā)生氫氧同位素分餾現(xiàn)象[18]。水分在循環(huán)及運(yùn)移過(guò)程中,由于海拔、維度、溫度、季節(jié)及離海岸線距離等狀況的變化都可能導(dǎo)致分餾現(xiàn)象的發(fā)生,使不同時(shí)空的水分同位素呈現(xiàn)有規(guī)律的變化[19]。因此,利用氫氧同位素的組成差異可以研究水分來(lái)源與活動(dòng)蹤跡[20- 21]。

目前,國(guó)際水科學(xué)領(lǐng)域廣泛使用相對(duì)測(cè)量法,即水樣品穩(wěn)定同位素比率相對(duì)于標(biāo)準(zhǔn)樣品VSMOW(Vienna Standard Mean,Ocean Water)穩(wěn)定同位素的千分差來(lái)表達(dá)水分穩(wěn)定同位素的狀況[18]。對(duì)于氫元素的標(biāo)準(zhǔn)(D/H)std,公認(rèn)的VSMOW是(155.76±0.10)×10-6；對(duì)于氧元素的標(biāo)準(zhǔn)(18O/16O)std,公認(rèn)的VSMOW是(2005.20±0.43)× 10-6。對(duì)于某一水樣(sam)的δD和δ18O可分別表達(dá)為：

δD=[(D/H)sam/(D/H)std-1]×1000

(1)

δ18O=[(18O/16O)sam/(18O/16O)std-1]×1000

(2)

本文在拱棚凝結(jié)的基礎(chǔ)上,利用水分同位素確定極端干旱土壤水分同位素分布及蒸發(fā)特征,研究極干旱區(qū)大氣降水、地表水、土壤水和地下水之間的轉(zhuǎn)化；利用水分同位素示蹤原理[10- 27],揭示極旱區(qū)土壤蒸發(fā)水分來(lái)源,為荒漠化土地恢復(fù)提供可利用生態(tài)水分,為莫高窟文物保護(hù)提供科學(xué)參考。

1 研究區(qū)域概況

研究區(qū)域位于莫高窟窟頂戈壁區(qū)(40°02′14"N,94°47′38"E),海拔1380 m,距洞窟群1.0 km 處(圖1)。0—50 cm富含鹽分,主要成分是芒硝(Na2SO4)和NaCl。土壤水分屬結(jié)合水,由吸濕吸附水分、結(jié)晶水和膜狀水構(gòu)成,10—50 cm含水率在2.0%—9.0%之間,其中一半以上是芒硝結(jié)晶水分,隨日溫度的變化而波動(dòng)[5]。50 cm以下土壤含水率穩(wěn)定在1.6%左右[2]。

該區(qū)太陽(yáng)輻射強(qiáng)度可高達(dá)1.1 kW/m2,年日照率71%；年平均相對(duì)濕度31%,溫度11.23℃,風(fēng)速為4.1 m/s(2005年)。該區(qū)氣候極其干燥,潛在年蒸發(fā)量為4347.9 mm,年降水量42.2 mm。在本研究中降水是最敏感因子,據(jù)莫高窟窟頂氣象站的監(jiān)測(cè),2008年5次降水共降8.2 mm,2009年11次共降26.7 mm,2010年在拱棚搭建前8次共降11.19 mm。由于每次降水量較小,根據(jù)該區(qū)降水蒸發(fā)實(shí)驗(yàn)判斷[4],拱棚前降水已完全蒸發(fā)。

窟頂3個(gè)150 m深的探孔調(diào)查發(fā)現(xiàn),150 m深度尚未到達(dá)潛水面,依據(jù)距該地6 km和8 km 的井水深度及其下降梯度判斷,窟頂戈壁潛水埋深超過(guò)200 m[2]。通常認(rèn)為該地下潛水來(lái)自黨河[2],而黨河水主要來(lái)自野馬山雪線(海拔3295 m)附近的降水(圖1)。

圖1 研究區(qū)域周邊環(huán)境與拱棚-空調(diào)凝結(jié)裝置Fig.1 The environment surrounding the study area and the greenhouse-air conditioning condensation device

2 研究方法

(1)要利用水分氫氧同位素研究極干旱戈壁區(qū)蒸發(fā)水分來(lái)源,首先需要獲取戈壁蒸發(fā)水分。獲取方法為：搭建一個(gè)密閉的塑料拱棚,利用塑料棚膜形成一個(gè)與大氣完全隔絕的封閉系統(tǒng)。拱棚呈半球形,高1.8 m,半徑3.1 m,面積30 m2,體積30 m3,棚膜邊緣埋入土壤30 cm；然后在棚內(nèi)安裝5 KW的格力KFR- 120LW(12568L)AL-HN5空調(diào)(圖1),設(shè)定溫度為16℃,即當(dāng)溫度高于16℃時(shí)空調(diào)自動(dòng)開(kāi)啟,通過(guò)棚內(nèi)空氣的內(nèi)循環(huán)和空調(diào)冷凝來(lái)收集土壤蒸發(fā)水分,并使棚內(nèi)空氣濕度與棚外基本一致。同時(shí),利用空調(diào)的制冷作用平衡拱棚的增溫效應(yīng),使棚內(nèi)溫度與外界接近?？照{(diào)冷凝水分通過(guò)排水管導(dǎo)出棚外,用密閉塑料袋每日收集(8:30)并稱(chēng)量水分。拱棚于2010年搭建,除2013年空調(diào)停運(yùn)外,其它時(shí)間一直收集蒸發(fā)水分。同位素檢測(cè)水樣于2014年蒸發(fā)期間(3—11月)每周1次抽取。

(2)在收集拱棚蒸發(fā)水分的同時(shí),對(duì)2014年地下潛水和降雨(>3 mm降水,另有4個(gè)降水水樣于2010—2013年隨機(jī)收集)取樣。潛水每周取樣1次。水樣取自距實(shí)驗(yàn)點(diǎn)約6 km的深井(圖1,也是莫高窟生活供水源)。

(3)為了確定極干旱區(qū)土壤水分同位素垂直分布特征,2014年11月31日在拱棚外挖4.5 m坑,分別在20、50、80、100、150、200、250、300、350、400、430、450 cm挖取土樣(取樣層位控制在±5 cm)。土樣在110℃下用真空凝結(jié)法收集水樣。

(4)為了研究該極干旱區(qū)土壤吸濕吸附水同位素的基本特征以及溫度對(duì)結(jié)合水分的影響,筆者在2015年7月4日取2.5、5.0 m處土樣。然后將裝有土壤的三角瓶放置在烘箱內(nèi),真空凝結(jié)收集100、103、105、110、115、118℃下的蒸發(fā)水分。

(5)水樣送中國(guó)科學(xué)院青藏高原研究所水同位素實(shí)驗(yàn)室,用美國(guó)產(chǎn)液態(tài)水同位素分析儀(Liquid Water Isotope Analyzer)LWIA- 30d 測(cè)定氫氧同位素,VSMOW2標(biāo)準(zhǔn)。測(cè)試精度：δ18O ≤ 0.1‰,δD ≤ 0.5‰。其中(4)部分水樣用美國(guó)LGR公司產(chǎn)離軸積分輸出光譜儀(Off-Axis Integrated-Cavity Output Spectroscopy),912—0008測(cè)定。測(cè)試精度：δ18O ≤ 0.1‰,δD ≤ 0.6‰。

(6)用經(jīng)緯度、海拔和OIPC(Online Isotopes in Precipitation Calculator)[22],計(jì)算莫高窟和黨河源區(qū)當(dāng)?shù)亟邓€LMWL (Local Meteoric Water Line)、δD和δ18O年值。

利用同位素示蹤和統(tǒng)計(jì)學(xué)原理[10- 27],綜合分析黨河源區(qū)、地下水、土壤水與區(qū)域降水之間的δD和δ18O同位素關(guān)系,確定該極干旱區(qū)蒸發(fā)水分來(lái)源。

3 結(jié)果與分析

3.1 戈壁蒸發(fā)水分同位素

2014-04- 12—2014- 11-01拱棚共收集蒸發(fā)水分133.6 kg,日平均613.0 g,年蒸發(fā)保持了持續(xù)穩(wěn)定正弦特征變化。每周1次(個(gè)別日期如11月2日、9日無(wú)凝結(jié))取樣的凝結(jié)水分其δD、δ18O值如圖2。

圖2 不同時(shí)期拱棚凝結(jié)水分的δD、δ18O值Fig.2 The δD and δ18O values of the condensation water for different periods

圖2中δ18O-δD關(guān)系線(蒸發(fā)線EL1)為：

δD=3.01(δ18O)-17.01 (r2=0.85,P<0.01)

δD、δ18O的平均值分別為-33.06‰、-5.33‰,存在一定波動(dòng),但與年溫度變化的相關(guān)性并不明顯。

3.2 土壤垂面水分同位素

圖3 不同深度土壤水δD和δ18O的分布Fig.3 Distribution values of δD and δ18O with soil depth

土壤垂直水分的同位素分布如圖3,δD和δ18O值從表層向下至120 cm左右逐漸增高,然后又隨深度逐漸下降,至2.5 m保持穩(wěn)定。顯然,這一變化格局與其它干旱、半干旱區(qū)的監(jiān)測(cè)結(jié)果基本一致[15,23]。不同的是,該區(qū)變化的深度較深。該區(qū)土壤非常干燥,僅含結(jié)合水分。受極干旱區(qū)氣候的影響,土壤空氣相對(duì)濕度在50、100、150、200 cm常年分別保持在83%、92%、96%、98%附近,至250 cm以下常年保持飽和濕度[9]。這一濕度分布遞減正好和水同位素分布從250 cm開(kāi)始增高一致,說(shuō)明從250 cm開(kāi)始,土壤顆粒的表面膜狀水分逐漸變薄,土壤逐漸變干。干燥氣候是引起土壤水分δD和δ18O值增高的主要原因。120 cm以上受降水的干擾,δD和δ18O值逐漸降低。

圖3中δD和δ18O平均值分別為-22.68‰和8.58‰。300 cm可能受土壤質(zhì)地(為細(xì)沙層)影響,δD、δ18O值略有減小,300—350 cm分別穩(wěn)定在-28.98‰和6.69‰左右。筆者推斷,除了土層質(zhì)地的影響,深層土壤應(yīng)穩(wěn)定在這一數(shù)值附近。δ18O-δD關(guān)系線(蒸發(fā)線EL2)為：

δD=3.65(δ18O)-54.23 (r2=0.72,P<0.01)

3.3 潛水同位素

地下潛水的δD和δ18O值年變化如圖4。

圖4 地下潛水δD和δ18O值年變化Fig.4 The yearly variations values of δD and δ18O of phreatic water

圖4中,地下潛水的δD和δ18O年平均值分別為-72.19‰、-9.75‰,地下潛水同位素的年變化較小,比較穩(wěn)定。δ18O-δD關(guān)系線為：

δD=3.99(δ18O)-33.28 (r2=0.88,P<0.01)

3.4 降水同位素

莫高窟戈壁降水實(shí)測(cè)的δD和δ18O值如表1。

根據(jù)實(shí)際降水(表1)測(cè)量的降水δD和δ18O的平均值為(-66.44‰,-8.57‰),δ18O-δD關(guān)系線為：

δD=7.07(δ18O)-5.83 (r2=0.99,P<0.01)

依據(jù)海拔和經(jīng)緯度,用OIPC計(jì)算的敦煌莫高窟戈壁的月值如圖5。

圖5 敦煌莫高窟OIPC計(jì)算的δD和δ18O值及多年降水月分布Fig.5 The δD and δ18O values calculated by the OIPC, and the monthly distribution in the precipitation falling on the Dunhuang Mogao Grottoes

用OIPC計(jì)算的當(dāng)?shù)亟邓€LMWL為：

δD=7.37(δ18O)+3.78 (r2=0.99,P<0.01)

OIPC計(jì)算的δD和δ18O年值為(-60‰,-8.5‰)。根據(jù)降水的實(shí)際測(cè)定值,其平均值和δ18O-δD關(guān)系式都與OIPC計(jì)算結(jié)果較為接近。從實(shí)測(cè)結(jié)果看降水δD和δ18O夏季較高,冬季較低,整體基本符合OIPC計(jì)算的變化趨勢(shì),但受降水時(shí)的氣候條件、水分來(lái)源等復(fù)雜因素影響,即使同一月降水存在較大的差異,具有一定的隨機(jī)性(表1)。這也可能與樣本數(shù)量較小有關(guān),表1沒(méi)有體現(xiàn)出該區(qū)降水集中在7—9月這一特征[2]。

而根據(jù)OIPC計(jì)算月值和22年(1981—2003,圖5)降水計(jì)算的δD和δ18O加權(quán)平均值為-5.3‰和-0.75‰,這與實(shí)測(cè)平均值和OIPC計(jì)算的年值有較大的差異,研究認(rèn)為這一數(shù)值應(yīng)當(dāng)更為真實(shí)可靠，因?yàn)樵搮^(qū)降雨量很小,空氣十分干燥,在降水過(guò)程中的二次蒸發(fā)嚴(yán)重,易造成降水同位素值增高[20- 21,25- 26]；另外,張強(qiáng)等近年研究發(fā)現(xiàn)敦煌夏季存在極端深厚大氣邊界層(>4 km,一般區(qū)域?yàn)? km)[28],這非常有利于雨水在降落過(guò)程蒸發(fā),造成降水同位素值δ值較高。

3.5 黨河源區(qū)降水線

黨河源區(qū)野馬山雪線的海拔和經(jīng)緯度(39.67°N,95.33°E),用的OIPC估算的降水線為：

δD=7.40(δ18O)+4.23 (r2=0.99,P<0.01)

與莫高窟當(dāng)?shù)亟邓€LMWL幾乎重合；δD和δ18O年值分別為-86‰和-12‰。

因此,δD和δ18O值無(wú)論是OIPC計(jì)算的當(dāng)?shù)亟邓曛?-60‰,-8.5‰)還是根據(jù)降水的加權(quán)平均值(-5.3‰,-0.75‰),即使不考慮降水入滲過(guò)程蒸發(fā)分餾的影響,莫高窟戈壁降水不可能是地下潛水(-71.34‰,-9.56‰)來(lái)源,它們的同位素δ值都太高。而考慮部分輕同位素的蒸發(fā),則野馬山(-86‰,-12‰)是黨河的降水源區(qū),而黨河是莫高窟地下潛水的合理來(lái)源,這與之前較普遍的認(rèn)識(shí)一致,也與趙瑋[23]、李文贊[25]、馬金珠[29]等用水同位素得出的敦煌地下水來(lái)源一致。

3.6 極干旱區(qū)土壤水同位素蒸發(fā)分餾特征

極干旱區(qū)土壤結(jié)合水的基本活動(dòng)原理是：在溫度作用下,當(dāng)溫度升高時(shí),結(jié)合水分逐漸分解蒸發(fā),當(dāng)溫度降低時(shí),土壤從土壤空氣中吸濕吸附水分。在溫度周期性日/年波動(dòng)下,變溫層溫度-水分耦合下的吸濕/解吸濕形成了潛水蒸發(fā)的動(dòng)力泵源,將深層的潛水運(yùn)轉(zhuǎn)到地表[30]。相應(yīng)地,土壤水同位素在溫度作用下的基本活動(dòng)特征如圖6。

圖6 不同溫度下2.5 m、5.0 m土壤蒸發(fā)水分的δD和δ18O值Fig.6 The δD and δ18O values of the soil evaporation water as a function of temperature and at depths of 2.5 m, and 5.0 m

很明顯,對(duì)于極干旱土壤水分,以105℃為拐點(diǎn),當(dāng)溫度低于105℃時(shí),土壤顆粒外圍的膜狀水中輕同位素首先蒸發(fā)。雖然2.5 m和5.0 m 都包含膜狀水分,但2.5 m土壤包含較薄,同位素值相對(duì)較高。其水分蒸發(fā)與液態(tài)水分相似,仍遵從水分分餾原理之熱力學(xué)同位素效應(yīng)：較輕水分同位素優(yōu)先蒸發(fā),蒸發(fā)水分的同位素值隨溫度的增高而降低,與溫度呈負(fù)相關(guān)[20, 26- 27]。

當(dāng)溫度高于105℃時(shí),土壤結(jié)合緊密的強(qiáng)結(jié)合水分開(kāi)始分解,蒸發(fā)水δD、δ18O值與溫度呈正相關(guān),同時(shí)較干的2.5 m的δD和δ18O值仍較高,與圖3相對(duì)應(yīng),且在110℃時(shí)就已較早接近了最后的極值。這也表明,結(jié)合力較強(qiáng)的核心水分的δD和δ18O值較高。該蒸發(fā)特征揭示了極干旱土壤水分同位素蒸發(fā)的基本規(guī)律。

3.7 戈壁蒸發(fā)水分來(lái)源分析

將全球大氣降水線GMWL(Global Meteoric Water Line：δD=8(δ18O)+10)、LMWL、黨河源區(qū)降水、敦煌莫高窟戈壁降水、戈壁蒸發(fā)線、土壤水δD和δ18O分布等繪制于圖7,綜合分析蒸發(fā)水分的來(lái)源。

圖7 GMWL和LMWL與黨河源區(qū)降水、當(dāng)?shù)亟邓?、潛水、蒸發(fā)水和土壤水的δD/δ18O關(guān)系Fig.7 The relationships between the GMWL and LMWL and the δD/δ18O values of the precipitation in the Danghe source area, local precipitation, phreatic water, evaporation water, and soil water

圖7中,潛水落在全球降水線GMWL下之下,也在當(dāng)?shù)亟邓€下,分布相對(duì)集中。由于潛水在降水加權(quán)平均及實(shí)測(cè)平均之下,因此,如前分析,當(dāng)?shù)亟邓豢赡艹蔀榈叵聺撍畞?lái)源。而黨河源區(qū)降水是地下潛水的合理來(lái)源。黨河源區(qū)降水在黨河流動(dòng)及潛水形成過(guò)程中,部分輕同位素水分蒸發(fā),致使?jié)撍凰刂当仍磪^(qū)降水要高。

另外,潛水分布在土壤水分蒸發(fā)線(EL2)的延長(zhǎng)線上,是地下潛水通過(guò)極干旱土壤水分同位素蒸發(fā)機(jī)理(見(jiàn)3.6節(jié))運(yùn)轉(zhuǎn)和蒸發(fā)了潛水中同位素δ值相對(duì)較高的水分(這可使地下潛水的δ值略有降低。雖然每年戈壁的潛水蒸發(fā)只有4.80 mm,但因其同位素δ值相對(duì)較高,在長(zhǎng)期蒸發(fā)影響下,足以影響到潛水同位素值。當(dāng)然,這還與潛水的循環(huán)速率有關(guān))。蒸發(fā)水分的蒸發(fā)線EL1與EL2平行,符合蒸發(fā)規(guī)律。

這與筆者之前用熱動(dòng)力學(xué)原理分析的潛水向上運(yùn)移蒸發(fā)的結(jié)論是一致的[30]。筆者通過(guò)反復(fù)的降水模擬實(shí)驗(yàn)[5]、隔絕實(shí)驗(yàn)[7]和拱棚降水回收實(shí)驗(yàn)[9]表明,該區(qū)降水可完全蒸發(fā),并未進(jìn)入地下深層。而從熱動(dòng)力學(xué)原理看,存在潛水蒸發(fā)的通道和潛水蒸發(fā)機(jī)制[4,8]。因此,敦煌莫高窟戈壁蒸發(fā)水分來(lái)自地下潛水,而地下潛水來(lái)自黨河(圖1),存在清晰、明顯的同位素示蹤證據(jù)。

極干旱戈壁區(qū)蒸發(fā)水分來(lái)源的確定不但為該區(qū)耐旱植物生態(tài)水分來(lái)源找到了新的依據(jù),也為莫高窟洞窟水分的同位素示蹤研究提供了參考。戈壁蒸發(fā)水分來(lái)源的確定對(duì)極干旱區(qū)的五水循環(huán)研究[13]和荒漠化土地的生態(tài)恢復(fù)具有重要意義。同時(shí)意味著在干旱、半干旱區(qū),深埋地下潛水也可能對(duì)土壤水分和植被存在一定的補(bǔ)充,這對(duì)荒漠地區(qū)的生態(tài)水分研究有重要意義。

4 討論

4.1 冷凝收集溫度對(duì)水同位素的影響

溫度不但對(duì)土壤水分的蒸發(fā)和分餾有重要影響,而且凝結(jié)溫度對(duì)水同位素組成有重要影響。一般凝結(jié)的露點(diǎn)溫度越高,凝結(jié)水分的δD和δ18O值越高[26],同位素效應(yīng)在蒸發(fā)水凝結(jié)平衡點(diǎn)的表現(xiàn)越明顯。但當(dāng)冷凝溫度遠(yuǎn)低于露點(diǎn)溫度時(shí),由于同位素理化性質(zhì)的相似性,同位素差異的表現(xiàn)將不再明顯。而空調(diào)冷凝時(shí)的冷凝管的溫度很低(Freon- 22氣化溫度為-40.8℃),遠(yuǎn)低于拱棚露點(diǎn)溫度,這使差異較弱的水同位素效應(yīng)難以表達(dá)。

另外,由于拱棚連續(xù)的封閉凝結(jié),即使存在一定的凝結(jié)分餾現(xiàn)象,當(dāng)不易凝結(jié)的同位素水汽累積到一定濃度后,會(huì)達(dá)到新的動(dòng)態(tài)平衡,最終使其凝結(jié)量與土壤運(yùn)轉(zhuǎn)蒸發(fā)量保持平衡。因此,在較長(zhǎng)時(shí)間尺度上空調(diào)凝結(jié)了棚內(nèi)全部蒸發(fā)水分,應(yīng)當(dāng)不存在因凝結(jié)分選導(dǎo)致的某一水分同位素累積的現(xiàn)象,凝結(jié)水分與蒸發(fā)水分的同位素值應(yīng)當(dāng)一致。

4.2 極干旱區(qū)土壤水分同位素的蒸發(fā)特征

極干旱區(qū)土壤水分由吸濕吸附水分、結(jié)晶水分和薄膜水分構(gòu)成,它們都是結(jié)合水分。其中吸濕吸附水和薄膜水隨著與土壤顆粒距離的增大,結(jié)合能力逐漸降低[31]。從極干旱土壤水分同位素的檢測(cè)結(jié)果看,在結(jié)合距離和力的作用強(qiáng)度影響下(以105℃下可分解強(qiáng)度為界),結(jié)合水分對(duì)水分同位素具有一定的分選作用,較強(qiáng)結(jié)合力下的土壤水分重同位素含量較高,明顯δ值較高[27]。因此,極干旱區(qū)土壤水分的蒸發(fā)過(guò)程既存在常見(jiàn)的分餾現(xiàn)象(即輕同位素優(yōu)先蒸發(fā),蒸發(fā)水分隨蒸發(fā)溫度的升高δ值降低),也可能存在因干旱影響,當(dāng)水分含量低于某一閾值時(shí),即使溫度較低(<105℃),蒸發(fā)水分的δ值也隨溫度的增高而增高的極端現(xiàn)象。

土壤水分同位素組成與土壤自身的特性及所處氣候環(huán)境有關(guān)。土壤成分、黏粒含量、鹽分構(gòu)成和鹽分含量等對(duì)水分的結(jié)合能力及同位素的選擇有著內(nèi)在的影響。而對(duì)于一定的土壤,所處環(huán)境的水分含量越低、空氣越干燥,相應(yīng)地,土壤保留水分的重同位素將越富集,如莫高窟戈壁120 cm深度的土壤水分；反之,環(huán)境濕度越高,輕同位素的含量相對(duì)較高。那么,相對(duì)于不同層位的土壤,它們的所處的環(huán)境濕度和溫度不同[9],同位素構(gòu)成表現(xiàn)不同(圖3)。

對(duì)于同一層位,太陽(yáng)輻射下土層溫度在由上到下逐漸升溫的過(guò)程中,不同時(shí)期土壤分解蒸發(fā)水分的同位素值是不同的。另外,在下午或后半年上層土壤溫度下降時(shí)還存在該層土壤吸濕,下層土壤蒸發(fā)水分的現(xiàn)象[30]。因此,蒸發(fā)水分是不同土壤層位蒸發(fā)水分的混合體。因而,不同層位蒸發(fā)水分的混合導(dǎo)致了日蒸發(fā)(受60 cm日變溫層影響)和年蒸發(fā)(受年變溫層影響)土壤蒸發(fā)水分同位素與溫度之間的相關(guān)性不明顯。

但從封閉洞窟冷凝水分的監(jiān)測(cè)結(jié)果看,人為控制洞窟溫度由16℃升高至18℃(或由18℃降至16℃)的情況下,δD和δ18O的值分別減小-15‰和-4‰左右。說(shuō)明土壤同位素的蒸發(fā)對(duì)溫度十分敏感。由于干燥土壤水分在低溫下的蒸發(fā)收集非常困難,而我們通過(guò)洞窟封閉將較大表面積(218 m2)上的微量蒸發(fā)水分的利用空調(diào)冷凝[32],實(shí)現(xiàn)了蒸發(fā)水分的收集,揭示了較小溫度影響下極干巖土的水同位素的響應(yīng)特征。

另外,水分同位素能夠?qū)Χ纯呶h(huán)境溫度產(chǎn)生響應(yīng),可能與溫度變化的劇烈程度較小有關(guān)。在強(qiáng)烈的日溫度變化下,戈壁土壤蒸發(fā)水分除了受不同層位在升溫過(guò)程中的蒸發(fā)混合的影響外,還受到在較強(qiáng)的降溫作用下土壤吸濕吸附作用的影響。劇烈的溫度變化降低了水的同位素效應(yīng),使土壤吸濕對(duì)水同位素的選擇性大大降低。也就是說(shuō),同位素的影響只有在水分吸濕吸附與蒸發(fā)處于動(dòng)態(tài)平衡時(shí)最為明顯,在遠(yuǎn)離平衡點(diǎn)時(shí),水分同位素差異的影響明顯降低(不平衡分餾,與空調(diào)凝結(jié)相似)。因此,筆者推斷在60 cm以下的年變溫層,溫度變化相對(duì)緩慢(與洞窟內(nèi)相似),土壤對(duì)其結(jié)合水分有充分的時(shí)間進(jìn)行選擇性吸附,實(shí)現(xiàn)了水分的分選運(yùn)轉(zhuǎn)。

因此,極干旱區(qū)土壤蒸發(fā)水分同位素受環(huán)境干燥程度、溫度、土壤構(gòu)成等綜合影響,其中變溫層及更深層位水分的同位素效應(yīng)和土壤的選擇性吸附對(duì)潛水同位素的運(yùn)轉(zhuǎn)和蒸發(fā)起到關(guān)鍵的分選作用。

總之,極干旱區(qū)蒸發(fā)水分來(lái)源的再確定對(duì)該區(qū)生態(tài)恢復(fù)有重要意義。通過(guò)對(duì)潛水的充分利用,可使該區(qū)陸面的植被蓋度適當(dāng)增加,減緩風(fēng)沙的侵蝕,達(dá)到生態(tài)保護(hù)的目的。經(jīng)多年研究,筆者發(fā)明了一種利用地下潛水對(duì)干旱區(qū)荒漠化土地生態(tài)恢復(fù)的方法,已初步實(shí)現(xiàn)了潛水的生態(tài)利用,效果良好[33]。

5 結(jié)論

通過(guò)敦煌莫高窟戈壁區(qū)蒸發(fā)水分、土壤水分、潛水、降水的同位素δD和δ18O的監(jiān)測(cè)及OIPC計(jì)算,發(fā)現(xiàn)黨河源區(qū)分別為-86.00‰和-12.00‰是莫高窟地下潛水(-72.19‰,-9.75‰)的合理來(lái)源,當(dāng)?shù)亟邓?加權(quán)平均值為-5.30‰和-0.75‰)不可能是莫高窟潛水的來(lái)源。土壤水分(-22.68‰,8.58‰)監(jiān)測(cè)發(fā)現(xiàn),土壤水分蒸發(fā)低于105℃時(shí)存在同位素分餾現(xiàn)象,升溫時(shí)輕同位素優(yōu)先蒸發(fā)；高于105℃時(shí),最后土壤水分同位素表現(xiàn)為較低溫度下較輕水分同位素蒸發(fā),較高溫度下較重水分同位素再蒸發(fā)。蒸發(fā)水分(-33.06‰,-5.33‰)是地下潛水經(jīng)土壤分選,實(shí)現(xiàn)向上的運(yùn)轉(zhuǎn)蒸發(fā)。極干旱區(qū)存在潛水向上運(yùn)轉(zhuǎn)的機(jī)理與通道,符合水分同位素活動(dòng)的基本原理。

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The use of stable hydrogen and oxygen isotopes to determine the source of evaporation water in extremely arid areas

LI Hongshou1,2,*, WANG Wanfu1,2, ZHAN Hongtao1, QIU Fei1, ZHANG Zhengmo1,2, Wu Fasi1,2

1TheConservationInstituteofDunhuangAcademy,Dunhuang736200,China2KeyScientificResearchBaseofConservationforAncientMural,DunhuangAcademy,StateAdministrationforCulturalHeritage,Dunhuang736200,China

Extremely arid desert occupies a terminal position in the biological geochemical circulation system. These deserts harbor huge amounts of energy and mineral resources. However, a large number of ancient sites, which are very important to the modern tourism industry, also occur in such areas. Lack of water constitutes the most serious kind of land deterioration in the extremely arid deserts of the world. At present, desert land degradation, global climate warming, and human interference are intensifying the destruction of the natural desert landscape, and hence our historical and cultural heritages are facing unprecedented losses. Consequently, methods for finding available water sources for ecological restoration and protection are urgently required. It has been found that there exists a stable amount of water evaporation in the extremely arid Gobi area of the Dunhuang in China. In order to clarify the source of this evaporation, we used a greenhouse to condense and collect evaporated water and monitored theδD andδ18O values present on a weekly basis. At the same time, we monitored theδD andδ18O values of the precipitation and phreatic water present. Thus, the source of the evaporation water in the Gobi could be revealed based on the method of isotopic tracing. After monitoring for one year, our results showed that the average values ofδD andδ18O in the evaporation water were -33.06‰ and -5.33‰, respectively. The equivalent results for the precipitation were found to be -66.44‰ and -8.57‰, respectively, and for phreatic water they were -72.19‰ and -9.75‰. This rules out the possibility that precipitation is the source of the phreatic water. Monitoring of the surface water in the soil at a vertical depth of 4.5 m showed that theδD andδ18O values (the average values were -22.68‰ and 8.58‰, respectively) of the soil water from 2.5 m increases due to the effect of the dry climate and reach the maximum values at 1.2 m. Above this level, the values ofδD andδ18O decrease because of the influence of the precipitation. The soil moisture evaporation experiments indicated that the moisture from the dry soil shows obvious signs of an isotope fractionation phenomenon: theδD andδ18O values of the evaporation water are relatively negative, and theδvalues of the remaining water are relatively positive. Therefore, the Gobi soil in the deep vadose zone selects relatively positiveδvalues of water in the process of moisture migration. TheδD andδ18O values of the local precipitation calculated from the online precipitation isotopes are -60.00‰ and -8.50‰ and the weighted average values of the precipitation are -5.3‰ and -0.75‰. This also shows that local precipitation cannot be the source of the underground phreatic water. Values for the precipitation in the Yema Mountain region (-86‰ and -12‰), which is the water source area for the Danghe River, suggest this region is a probable source for the underground phreatic water and Gobi evaporation water, and thus there exists a clear supply channel. Phreatic water is the main source of soil water in extremely arid deserts and has a vital role in maintaining ecosystem survival in extremely arid areas. Determining the source of evaporation water in extremely arid areas lays the foundations for utilizing the phreatic evaporation. It not only has important significance in the ecological recovery of extremely arid regions but also provides a new perspective for using groundwater in arid or semi-arid areas. Moreover, it provides an important reference for research on water sources in the Mogao Grottoes.

isotope; extremely arid areas; evaporate; precipitation