干旱半干旱區(qū)土壤水穩(wěn)定性氫氧同位素混合模型研究①

陳定帥，高 磊，彭新華，陳效民

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干旱半干旱區(qū)土壤水穩(wěn)定性氫氧同位素混合模型研究①

陳定帥1,2，高 磊2，彭新華2，陳效民1*

(1 南京農(nóng)業(yè)大學(xué)資源與環(huán)境科學(xué)學(xué)院，南京 210095；2 土壤與農(nóng)業(yè)可持續(xù)發(fā)展國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室(中國科學(xué)院南京土壤研究所)，南京 210008)

干旱半干旱區(qū)土壤水含量極低，可提取的土壤水量常不足以分析其穩(wěn)定性同位素δD和δ18O組成，制約了穩(wěn)定同位素技術(shù)在該地區(qū)的應(yīng)用。本研究以干旱半干旱地區(qū)兩種典型土壤為對(duì)象，將土壤水與超純水按一定比例混合，穩(wěn)定同位素分析發(fā)現(xiàn)土壤水、混合水、超純水的氫氧同位素在同一條直線上，呈極顯著線性相關(guān)(2>0.99，0.001)，與端元混合模型計(jì)算結(jié)果非常吻合(2>0.99，<0.001)，且不受土壤質(zhì)地與有機(jī)碳等性質(zhì)的影響。研究結(jié)果為干旱區(qū)土壤水氫氧同位素分析提供了有效的技術(shù)途徑。

干旱半干旱區(qū)；穩(wěn)定性氫氧同位素；土壤水；端元混合模型

水是干旱區(qū)土壤-植被-大氣連續(xù)體(SPAC)中物質(zhì)能量遷移轉(zhuǎn)換等生態(tài)系統(tǒng)過程的驅(qū)動(dòng)力和關(guān)鍵的非生物限制因子[1-2]。土壤水是農(nóng)業(yè)和自然植被所需水的主要來源[3-4]。氫氧穩(wěn)定同位素分析為 SPAC中植物水分利用來源和效率的解析提供了一種非常有效的方法[5]。當(dāng)前許多研究都采用氫氧穩(wěn)定同位素分析研究植物水分來源。如：張叢志等[6]利用氫氧同位素分析，研究了不同深度土壤水分對(duì)黃淮海封丘地區(qū)小麥的貢獻(xiàn)；鞏國麗等[7]利用穩(wěn)定氫氧同位素分析，定量區(qū)分了格爾木地區(qū)白刺水分來源。但是，干旱半干旱地區(qū)土壤含水量極低[8]，以至于提取的土壤水量往往難以滿足同位素儀器測(cè)定的需要(1 ml)。這嚴(yán)重制約了在干旱半干旱地區(qū)相關(guān)工作的開展。因此，本研究嘗試在少量的抽提土壤水中混合已知同位素?cái)?shù)值的水，測(cè)得混合水樣同位素，利用端元混合模型[9]計(jì)算不同水源混合樣品同位素?cái)?shù)值，從而反推目標(biāo)土壤水同位素。且由于土壤水穩(wěn)定同位素變化受降雨入滲、灌溉、蒸發(fā)、地下水補(bǔ)給植被類型以及人類活動(dòng)等多種因素的影響[10-11]。因此，本文擬通過干旱半干旱地區(qū)兩種不同土壤水樣與同一種輸入水樣的混合試驗(yàn)，研究土壤混合水樣的穩(wěn)定性氫氧同位素變化，研究結(jié)果對(duì)于在干旱半干旱地區(qū)解析植株用水策略以及水文生態(tài)過程有重要的意義。

1 材料與方法

1.1 試驗(yàn)材料

試驗(yàn)土壤于2016年6月采自內(nèi)蒙古通遼市奈曼旗中國科學(xué)院奈曼沙漠化研究站，包括兩種質(zhì)地土壤，一種是取自科爾沁沙地的砂土，另一種是取自于研究站附近農(nóng)田玉米地的壤砂土(質(zhì)地類型按照美國制分級(jí)標(biāo)準(zhǔn))。每種土壤選3個(gè)相近的點(diǎn)重復(fù)取樣，分別用土鉆采取0 ~ 20、40 ~ 60、80 ~ 100 cm土層土樣(不同深度土壤水的同位素富集效應(yīng)有差異)，并用Parafilm封口膜密封裝入200 ml塑料瓶，4 ℃冷藏帶回實(shí)驗(yàn)室。

1.2 試驗(yàn)方法

土壤質(zhì)地采用激光粒級(jí)儀測(cè)定，分級(jí)標(biāo)準(zhǔn)按照美國制分級(jí)標(biāo)準(zhǔn)，有機(jī)碳含量采用重鉻酸鉀法測(cè)定。結(jié)果見表1，可見，隨土層深度增加，土壤質(zhì)地變粗，有機(jī)碳含量降低。農(nóng)田土細(xì)砂和有機(jī)碳含量明顯高于沙漠土。

采用真空蒸餾裝置(中國 LICA公司型號(hào) LI-2000)提取土壤水，抽提水樣在4℃冷藏密封保存。設(shè)置3種不同土壤水與超純水混合比例：1∶2、1∶4、1∶8。然后用1 ml移液槍將土壤水與超純水混合成1 ml混合水樣，即用0.33 ml土壤水和0.66 ml超純水制成1∶2比例混合水；用0.2 ml土壤水和0.8 ml超純水制成1∶4比例混合水；用0.11 ml土壤水與0.88 ml超純水制成1∶8混合水，每個(gè)樣品3個(gè)重復(fù)?；旌纤畼硬捎肔GR液態(tài)水同位素分析儀(美國 Los Gatos Research (LGR)公司，型號(hào)908-0008)進(jìn)行氫氧同位素測(cè)定。測(cè)得δD(氘)、δ18O的結(jié)果為與標(biāo)準(zhǔn)平均海洋水( V-SMOW) 的千分差：

表1 沙漠土和農(nóng)田土的質(zhì)地和有機(jī)碳

式中：為2H/1H或是18O/16O。測(cè)得D的精度為±0.1‰、18O精度為±0.1‰。

1.3 數(shù)據(jù)處理

根據(jù)端元混合模型( end-member mixing model)，以土壤水和超純水的氫氧同位素混合后所得到的氫氧同位素將落在以這兩個(gè)端元同位素值的直線上?；旌纤凰亟M成變化可以用水量平衡和同位素質(zhì)量守恒方程來描述：

式中：V 表示水的體積 (m3) ，δ表示氫或氧同位素組成，下標(biāo)m、u和s分別表示混合水、超純水和土壤水。通過式(2)和(3)可以計(jì)算得到混合水的同位素值。

使用Microsoft Excel 2013軟件進(jìn)行數(shù)據(jù)整理和統(tǒng)計(jì)分析，Origin 9.0進(jìn)行數(shù)據(jù)運(yùn)算和作圖。

2 結(jié)果與分析

2.1 土壤水氫氧同位素剖面特征

土壤水穩(wěn)定同位素變化受大氣降水、地表蒸發(fā)、土壤水再分布、植被類型以及人類活動(dòng)等多種因素的影響。沙漠土和農(nóng)田土所測(cè)同位素結(jié)果如圖1所示，沙漠土0 ~ 20、40 ~ 60、80 ~ 100 cm土層的同位素δD分別為–57.0‰、–60.3‰、–74.0‰，δ18O分別為–4.0‰、–5.9‰、–7.1‰。δD和δ18O隨著深度增加而減少，表現(xiàn)出同位素蒸發(fā)富集效應(yīng)隨著土壤深度增加而減少。農(nóng)田土壤0 ~ 20、40 ~ 60、80 ~ 100 cm土層的同位素δD分別為–54.2‰、–56.2‰、–54.4‰，δ18O分別為–7.1‰、–8.1‰、–7.6‰。3層間的同位素差異較小，這可能是人工灌溉縮小了這一差異，與王鵬等[12]在華北平原農(nóng)田玉米地所測(cè)結(jié)果相似。

圖1 沙漠土和農(nóng)田土中δD、δ18O的剖面分布

2.2 土壤水氫氧同位素混合研究

兩種已知δD和δ18O值的水源按任意比例混合，混合后的氫氧穩(wěn)定同位素濃度將落在兩種水源δD和δ18O 值為端點(diǎn)的連線上。對(duì)同一水源不同稀釋比例(土壤水∶超純水為1∶2、1∶4、1∶8)和土壤水與超純水同位素值作相關(guān)性分析，結(jié)果如圖2所示。沙漠土和農(nóng)田土0 ~ 20、40 ~ 60、80 ~ 100 cm土層混合水樣中δD、δ18O同位素濃度均能落在土壤水和超純水的氫氧同位素為端點(diǎn)的直線上(2>0.99，<0.001)?；旌纤谐兯谋壤礁?，同位素組成越偏向于超純水，不受土壤類型及其性質(zhì)的影響。沙漠土土壤水的混合線斜率均為負(fù)值，表明沙漠土土壤水同位素相對(duì)于超純水明顯富集，且隨著深度增加，斜率越來越小。農(nóng)田土土壤水的混合線斜率均為正值，小于全球大氣降水線(GMWL)斜率。

根據(jù)端元混合模型，同一質(zhì)地類型同一混合比例的3層土壤水同位素平均值占據(jù)混合水中比例與理論值都較為相近，試驗(yàn)方法較為可靠(表2)。

圖2 兩種土壤中土壤水與超純水不同混合比例下δD、δ18O相關(guān)性分析

表2 土壤水中δD、δ18O占混合水中δD、δ18O比例(%)

根據(jù)混合端元模型，以預(yù)測(cè)值為縱坐標(biāo)，實(shí)測(cè)值為橫坐標(biāo)作圖，如圖3所示。同位素δD和δ18O的預(yù)測(cè)值與實(shí)測(cè)值呈極顯著線性相關(guān)(2>0.99，0.001)。從圖3可以看出，δD值比δ18O值較為分散。這主要是氫和氧之間的同位素效應(yīng)有差異，影響著分子的擴(kuò)散速率、化學(xué)反應(yīng)速度等。該效應(yīng)的強(qiáng)烈程度與質(zhì)量差的大小呈正相關(guān)[13]。D(氘)和H(氫)間的相對(duì)質(zhì)量差大于18O和16O間的質(zhì)量差，在蒸發(fā)過程中，同樣的溫度和濕度條件下，D在汽液相間的百分含量差別要比18O在汽液相間的百分含量差別大，氧的分餾作用要小于氫[14]。因此，計(jì)算植株根系水分來源時(shí)通常采用δ18O作為示蹤同位素進(jìn)行計(jì)算[15]。同位素混合試驗(yàn)中δ18O結(jié)果較好，說明本文方法可適用于利用氧同位素示蹤法計(jì)算植株根系水分。

3 結(jié)論

干旱半干旱地區(qū)兩種典型土壤(沙漠土、農(nóng)田土)中的土壤水以不同比例與超純水混合后，氫氧同位素測(cè)定值與端元混合模型理論計(jì)算值高度吻合。為研究土壤-植物的水分傳輸提供了一種新的方法，即：當(dāng)土壤水量不足，可以通過混合已知同位素的其他水源來獲得土壤水穩(wěn)定性同位素值，這極大地減少了抽提土壤水所需要的次數(shù)。本研究為在干旱半干旱地區(qū)開展土壤水穩(wěn)定性氫氧同位素分析提供了實(shí)用性的技術(shù)方法，具有很好的推廣使用價(jià)值。

圖3 混合水中δD、δ18O實(shí)驗(yàn)值與理論預(yù)測(cè)值相關(guān)性分析

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Hydrogen and Oxygen Isotope Mixing Model of Soil Water in Arid and Semiarid Region

CHEN Dingshuai1,2, GAO Lei2, PENG Xinhua2, CHEN Xiaomin1*

(1 College of Resources and Environmental Sciences, Nanjing Agricultural University, Nanjing 210095, China; 2 State Key Laboratory of Soil and Sustainable Agriculture, Institute of Soil Science, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, China)

Soil water content in arid and semiarid area is very low so that the amount of soil water extracted from soil is often not enough to determine its stable isotope δD and δ18O. In this study, a desert sandy soil and a farmland sandy soil were collected from the semiarid areas, and mixed water samples were extracted from the soils and ultrapure water under different proportions. We found that isotope δD or δ18O values of soil water, mixing water, ultrapure water showed very significant linear correlation (2>0.99,0.001). The measured and theoretically predicted isotopic data by the End-member mixing model were consistent2>0.99,0.001, which was not affected by soil texture and organic C content. This study provides a new method for obtaining stable isotope δD and δ18O of soil water even if it is quite low, and can be used in arid and semiarid areas.

Arid and semiarid areas；Stable hydrogen and oxygen isotope; Soil water; End-member mixing model

國家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃(973計(jì)劃)項(xiàng)目(2013CB429902)資助。

(xmchen@njau.edu.cn)

陳定帥(1992—)，男，廣東英德人，碩士研究生，主要研究方向?yàn)樗Y源與水環(huán)境。E-mail：2014103072@njau.edu.cn

10.13758/j.cnki.tr.2018.01.025

S152.7

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