丁 潔，劉延鋒，劉 倩，王建軍

(中國地質(zhì)大學(xué)(武漢)環(huán)境學(xué)院，湖北 武漢 430074)

水文循環(huán)對于生態(tài)環(huán)境保護和人類生存發(fā)展至關(guān)重要[1]，水體蒸發(fā)作為水文循環(huán)的重要階段[2-3]，也是重要的地下水排泄方式[4]，一直受到廣泛關(guān)注。干旱地區(qū)潛水蒸發(fā)不僅導(dǎo)致土壤水分損失，農(nóng)作物灌溉效率降低，還可導(dǎo)致土壤鹽漬化[5-7]。干旱區(qū)潛水蒸發(fā)的定量研究對于降低無效蒸發(fā)、提高作物生產(chǎn)率、實現(xiàn)農(nóng)業(yè)節(jié)水灌溉[8]具有重要意義。但是由于潛水蒸發(fā)與土壤含水量、土壤巖性結(jié)構(gòu)、地下水水位埋深、作物類型等密切相關(guān)[9-11]，導(dǎo)致潛水蒸發(fā)量難以確定。根據(jù)地下水的蒸發(fā)因素，前人總結(jié)出了非飽和帶中土壤水分蒸發(fā)速率與地下水埋深之間的經(jīng)驗公式，可以通過土壤剖面的同位素組成來計算土壤水分蒸發(fā)量[12-13]。由于土壤水分在蒸發(fā)過程中必然造成其氫氧穩(wěn)定同位素組成的變化，利用土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素信息估算土壤水分蒸發(fā)量，可為定量計算土壤水分蒸發(fā)量和區(qū)分土壤蒸發(fā)與作物蒸騰提供有利工具。

蒸發(fā)在土壤剩余水的同位素組成上留下了特征[14]，使土壤水發(fā)生強烈的同位素富集[15]，根據(jù)土壤表層穿透水與深層土壤水的穩(wěn)定同位素差別可以估算土壤蒸發(fā)速率[16]。同位素示蹤效應(yīng)在土壤水分蒸發(fā)量計算[17-18]、土壤蒸發(fā)與作物蒸騰區(qū)分[12-13]等領(lǐng)域得到了很好的應(yīng)用，但土壤水分蒸發(fā)受含鹽量、溫度梯度、土壤水遷移機制、土壤分層和植被等因素的影響[19]；而且區(qū)域上不同位置的土壤水和地下水礦化度的不同，導(dǎo)致同位素蒸發(fā)分餾機制不同[20-23]。目前，國內(nèi)外學(xué)者對于鹽類對水體氫氧同位素蒸發(fā)分餾作用的影響已有一定的研究，如Horita等[21-22]進行了不同鹽分種類及含量對水中氫氧同位素蒸發(fā)分餾作用的影響試驗；李桐等[24]研究了氫氧穩(wěn)定同位素的鹽水與純水蒸發(fā)的差異，得出NaCl對D/H分餾的抑制作用大于16O/18O分餾。但目前針對不同土壤溶液濃度(即鹽分)對土壤水中穩(wěn)定同位素蒸發(fā)分餾作用影響的研究較少。干旱條件下土壤蒸發(fā)強度大，在不同人類活動干擾程度下土壤鹽分含量差異明顯，時空變化很大[25-26]，必然致使土壤水的同位素蒸發(fā)分餾作用存在差異。

為了探究蒸發(fā)作用下土壤溶液濃度對土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素組成的影響，在新疆炮臺試驗站開展了不同濃度的NaCl溶液入滲和蒸發(fā)試驗，探究強蒸發(fā)作用下土壤鹽分對土壤水氫氧穩(wěn)定同位素蒸發(fā)分餾作用的影響規(guī)律，為干旱區(qū)強蒸發(fā)作用下土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素分餾機理的研究、土壤水分蒸發(fā)量的計算和水資源的高效利用提供科學(xué)依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 試驗測試

試驗場地位于新疆建設(shè)兵團第八師炮臺鎮(zhèn)灌溉試驗站，試驗站地下水水位埋深在3.46～3.67 m范圍內(nèi)波動變化。該地區(qū)日照時間長，年平均氣溫為8.2℃，年平均降水量為164.3 mm，年平均蒸發(fā)量為2 036.2 mm[27]。試驗場地四周空氣通暢，地表無植被覆蓋，利于水分蒸發(fā)。在試驗場地內(nèi)開挖4個面積為1 m2的滲坑(編號為A、B、C、D，見圖1)，滲坑深度為20 cm，利用工業(yè)NaCl配制4種濃度(3 g/L、50 g/L、100 g/L、200 g/L)的NaCl溶液(即鹽水)各50 L，將鹽水緩慢倒入試驗坑后，覆膜防止蒸發(fā)直至鹽水全部滲入地下，約24 h后揭開覆膜使土壤水蒸發(fā)，同時將裝有3 g/L、50 g/L、100 g/L、200 g/L的鹽水和純水的小桶置于試驗場地進行蒸發(fā)。在灌水之前在試驗場地中心點Z處(見圖1)利用Edelman手動鉆采取土樣，灌水后按照一定時間間隔分別在A、B、C、D、Z點進行采樣，利用Edelman手動鉆分別采取5 cm、10 cm、20 cm、30 cm、50 cm、80 cm、100 cm、120 cm深度的土樣，部分土壤樣品裝入8 mL玻璃瓶中，裝滿并用Parafilm封口膜密封，放入冰盒中，之后放入冰箱4℃保存，部分土壤樣品裝入封口袋，用于易溶鹽測定和顆粒分析等；同時用小桶進行不同濃度NaCl溶液的蒸發(fā)試驗，按照同樣的時間間隔和保存方式采集水樣；蒸發(fā)試驗及取樣于2016年8月21日—2016年9月9日期間完成。同位素樣品用冷藏箱保存并送至巴斯特(北京)防治荒漠化科技研究所，并利用真空抽提的方式提取水樣，利用MAT 253同位素比率質(zhì)譜儀和Flash 2000 HT元素分析儀測定土壤水中的氫氧穩(wěn)定同位素δD和δ18O，兩者的測試精度分別為±1‰和±0.2‰。

圖1 試驗室外灌溉與蒸發(fā)Fig.1 Outdoor irrigation and evaporation

1.2 研究方法

水體蒸發(fā)過程中，剩余水的氫氧穩(wěn)定同位素δD和δ18O值在接近線性軌跡后逐漸偏離全球大氣降水線(Global Meteoric Water Line,GMWL)，該軌跡稱為蒸發(fā)線[28]。蒸發(fā)線的斜率可以揭示同位素分餾機制，純平衡分餾將導(dǎo)致蒸發(fā)線的斜率接近8，平衡和非平衡(動力學(xué))分餾的混合作用將導(dǎo)致斜率小于8[29]。Dansgaard[30]定義了大氣降水氘盈余(d-excess)參數(shù)的計算公式[見公式(1)]，該參數(shù)主要用來表示水汽蒸發(fā)過程中由于同位素動力分餾而偏離平衡分餾的程度。水體動力分餾程度越大，剩余水的d值理論上越小[31]。大氣降水氘盈余d的計算公式為

d=δD-8δ18O

(1)

本次試驗的數(shù)據(jù)處理與統(tǒng)計分析以及圖件繪制采用Excel 2016軟件完成，試驗數(shù)據(jù)差異顯著性分析采用SPSS 21.0軟件完成。

2 結(jié)果與討論

2.1 土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素組成特征

土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素(δD、δ18O)組成的統(tǒng)計結(jié)果，見表1。

表1 土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素組成的統(tǒng)計Table 1 Statistics of hydrogen and oxygen stable isotope composition in the soil water samples

注：a表示天然土壤水。下同。

由表1可知，土壤水中δD和δ18O值分別在-144.97‰～-50.20‰和-18.69‰～1.95‰范圍內(nèi)，其平均值分別為-105.94‰和-13.37‰；由不同深度的土壤水中δD和δ18O值的變差系數(shù)可以看出，在蒸發(fā)作用下，土壤水中δD的變差系數(shù)在-0.22～-0.07之間，變化程度較小，而土壤水中δ18O的變差系數(shù)在-0.50～-0.09之間，變化程度較大，說明在蒸發(fā)作用下氧同位素的蒸發(fā)分餾作用較強；由不同濃度NaCl溶液處理的土壤水中δD和δ18O值的變差系數(shù)可以看出，鹽水處理的土壤水中δD的變差系數(shù)在-0.17～-0.14之間，δ18O的變差系數(shù)在-0.23～-0.18之間，變化程度較小，且均小于天然土壤水。

本文利用最小顯著差數(shù)法(LSD)對不同濃度NaCl溶液處理的土壤水中δD、δ18O值之間進行了顯著性差異比較，其結(jié)果見表2和表3。

表2 不同NaCl濃度土壤水中δD值顯著性差異分析Table 2 Significant difference of δD in the soil water after irrigation with different concentrations of NaCl solution

注：“*”表示顯著性水平為0.05；“**”表示顯著性水平為0.01。下同。

表3 不同NaCl濃度土壤水中δ18O值顯著性差異分析Table 2 Significant difference of δ18O in the soil water after irrigation with different concentrations of NaCl solution

由表2和表3可知，天然土壤水與NaCl濃度為50 g/L、100 g/L和200 g/L的土壤水中δD、δ18O值之間的差異顯著(p<0.05)，而天然土壤水與濃度為3 g/L NaCl溶液處理的土壤水中δD值以及其他各濃度NaCl溶液處理的土壤水中δD、δ18O值之間的差異不顯著(p>0.05)，表明NaCl溶液對土壤水中H/D、16O/18O的蒸發(fā)分餾作用有較顯著的影響。

土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素(δD、δ18O)組成的關(guān)系圖，見圖2。

圖2 土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素(δD、δ18O)組成的關(guān)系圖Fig.2 Relation between the hydrogen and oxygen stable isotopes (δD and δ18O) in the soil water

由圖2可以看出：

(1) 土壤水中δD、δ18O點主要分布在當(dāng)?shù)卮髿饨邓€(Local Meteoric Water Line,LMWL)的右下側(cè)，兩者的關(guān)系式為δD =5.108 6×δ18O-37.092(R2=0.737 2)，其曲線斜率均小于LMWL方程[32](δD = 7.223×δ18O -0.62)，說明土壤水經(jīng)歷了強烈的蒸發(fā)作用。

(2) 純NaCl溶液的δD-δ18O關(guān)系式為δD =3.792 8×δ18O-38.99(R2=0.984 2)，其曲線斜率低于土壤水，表明總體而言土壤水相較于純NaCl溶液所受蒸發(fā)作用較弱。

(3) 不同濃度NaCl溶液處理條件下，0～120 cm深度土壤水中δD、δ18O值的變化趨勢相同，隨著深度增加，重同位素含量逐漸變小；在5～30 cm深度內(nèi)，越接近土壤表層，土壤水中δD、δ18O值偏離LMWL的程度越大，δD-δ18O關(guān)系式為δD =3.599 9×δ18O-54.31(R2=0.744 5)，其曲線斜率遠(yuǎn)小于LMWL，說明受到了強烈的蒸發(fā)作用和溫度影響；其曲線斜率亦小于純NaCl溶液蒸發(fā)曲線斜率，表明淺層土壤的毛細(xì)作用加速了水分的傳輸，使其所受的蒸發(fā)作用比純NaCl溶液更強；部分δD、δ18O值分布在土壤水蒸發(fā)線的左上方，這是由于試驗田處晝夜溫差大，容易形成凝結(jié)水，表層土壤水與凝結(jié)水混合所致[33]；50～120 cm深度的土壤水中δD、δ18O值偏低，基本分布在LMWL左下方，土壤水的δD-δ18O關(guān)系式為δD =7.577 9×δ18O-2.653 9(R2=0.829 4)，其曲線斜率略大于LMWL，但數(shù)據(jù)變化范圍小于淺層。試驗田棉花種植灌溉水來自天山的早春冰雪融水，水中δD、δ18O值含量低，試驗田內(nèi)的地下水水位變化較小，較深層的土壤水中δD、δ18O多為前期灌溉后的入滲水與前期土壤水的混合，并存在地下水的毛細(xì)上升補給，多種水分的混合使其變化幅度較小。

2.2 土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素的剖面分布特征

土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素組成主要受大氣降水(灌溉)、蒸發(fā)、土壤水運移和植被等因素的影響，土壤水中δD、δ18O值的垂向變化體現(xiàn)了入滲—混合—蒸發(fā)過程對土壤水分的影響[34]。圖3為不同濃度NaCl溶液灌溉后土壤水中δD、δ18O值的剖面分布。

圖3 不同濃度NaCl溶液灌溉后土壤水中δD、δ18O值的剖面分布Fig.3 Curves of profile distribution of δD and δ18O in the soil water after irrigation with different concentrations of NaCl solution

由圖3可以看出：

(1) 0～120 cm深度的土壤水中δD、δ18O值隨著深度增加呈現(xiàn)先降低后緩慢增加的趨勢。

(2) A坑和B坑灌水后，0～50 cm深度的土壤水中δD、δ18O值的響應(yīng)顯著，灌溉水與土壤水發(fā)生混合作用；土壤水中δD、δ18O值較天然值和初始值貧化，這是由于灌水在低含水率的土壤中入滲并轉(zhuǎn)化成土壤水時，一部分水會形成弱結(jié)合水，剩余水在重力作用下向下入滲，弱結(jié)合水中重同位素富集，因此剩余水中δD、δ18O貧化[35]；灌水后第1 d至第7 d，入滲水與土壤水發(fā)生混合效應(yīng)，土壤水中δD、δ18O值偏小，之后以蒸發(fā)濃縮作用為主，土壤水中重同位素不斷富集，其δD、δ18O值的剖面分布形態(tài)趨向于灌水前；50～150 cm深度的土壤水中δD、δ18O值前期響應(yīng)較弱，第7 d降到最低值，且δD值較δ18O值的變化更大，第18 d其恢復(fù)接近灌水前的剖面分布形態(tài)。

(3) C坑灌水后，0～50 cm深度的土壤水中δD、δ18O值剖面分布的變化趨勢同A坑、B坑基本一致，土壤水中δD、δ18O值的變化幅度較大；50～150 cm深度的土壤水的響應(yīng)程度一直較弱，土壤水中δD、δ18O值基本保持不變。

(4) D坑灌水后，土壤水中δD、δ18O值的剖面分布變化與C坑相似，0～80 cm深度的土壤水中δD、δ18O值響應(yīng)顯著，80～150 cm深度的土壤水響應(yīng)微弱，土壤水中δD、δ18O值變化很小。

綜合對比4個試驗坑土壤水中δD、δ18O值剖面分布的變化特征，結(jié)果表明灌水顯著影響的土壤深度不同，其中A坑影響深度最小，小于50 cm,D坑影響深度最大，約為80cm，這是由于灌入水的礦化度越大，密度也越大，水分入滲速率越快，對同位素蒸發(fā)分餾作用的抑制也越強，導(dǎo)致高礦化度水入滲過程中氫氧穩(wěn)定同位素的分餾作用較弱。

土壤水蒸發(fā)線斜率的大小與入滲過程中受蒸發(fā)的程度有關(guān)，蒸發(fā)程度大，相應(yīng)的土壤水蒸發(fā)線斜率較小。為了增加樣本數(shù)，提高土壤水δD-δ18O曲線的擬合精度，將相鄰深度土壤水中δD、δ18O值進行組合，利用回歸分析確定土壤水δD-δ18O曲線的斜率和R2，其斜率隨深度的變化見圖4，其R2隨深度的變化見表4。

圖4 土壤水蒸發(fā)線斜率隨深度的變化Fig.4 Variation of the slopes of soil water evaporation lines with the soil depths

由圖4和表4可見，除一些土壤水δD-δ18O曲線擬合方程的決定系數(shù)較低外，大多數(shù)不同深度土壤水中δD、δ18O值均呈顯著的線性關(guān)系，但δD-δ18O曲線斜率具有較大的差異性?？傮w來看，隨著深度的增加，土壤水δD-δ18O曲線斜率也在增大，5～20 cm深度內(nèi)土壤水所有δD-δ18O曲線的斜率都相差不大，且都顯著小于7.223(LMWL曲線的斜率)，20～30 cm深度處C坑土壤水的δD-δ18O曲線斜率超過了8(GMWL曲線的斜率)，50～120 cm深度處A、B、C、D坑土壤水δD-δ18O曲線斜率維持在8附近；淺層(0～30 cm)土壤接近地表，土壤水分蒸發(fā)強度大，導(dǎo)致同位素分餾程度較大，土壤水δD-δ18O曲線具有比LMWL曲線更小的斜率；深層土壤距離地表較深，溫度、濕度變化不大，土壤水分蒸發(fā)強度較小，同位素分餾程度較低，而且與前期入滲水發(fā)生了混合。

氘盈余(d值)常用來指示水體分餾的程度，受蒸發(fā)影響的土壤水的d值將小于10‰[36]。圖5為不同濃度NaCl溶液灌溉后土壤水中氘盈余(d值)的剖面分布。

圖5 不同濃度NaCl溶液灌溉后土壤水中氘盈余(d值)的剖面分布Fig.5 Profile distribution of deuterium excess (d value) in soil water after irrigation with different concentrations of NaCl solution

由圖5可見，Z點內(nèi)土壤水的d值在0～80 cm深度內(nèi)較小，且隨著深度的增加而增加，這是由于土壤淺層蒸發(fā)強度大，剩余土壤水中重同位素富集，d值較小，80 cm深度以下土壤水中d值則接近10‰；A、B、C、D坑內(nèi)土壤水的d值剖面分布特征相差不大，基本分布在d=10‰附近，僅在接近地表處d值較小；利用LSD法對A、B、C、D、Z處土壤水中d值之間進行了顯著性差異對比，發(fā)現(xiàn)A、B、C、D坑內(nèi)土壤水中d值之間的p值均大于0.05，可以認(rèn)為無明顯差異，而A、B、C、D坑與Z點內(nèi)土壤水中d值之間的p值均小于0.05，表明存在顯著差異，整個剖面上d值的變化幅度小于Z點；盡管試驗期間，A、B、C、D坑與Z點的外部環(huán)境一致，但是Z點持續(xù)蒸發(fā)了更長時間，而試驗坑中(A、B、C、D坑)的土壤水為新入滲水，經(jīng)歷的蒸發(fā)時間短，蒸發(fā)程度相對較低，導(dǎo)致各坑內(nèi)土壤水的d值在垂向上的差異不顯著；各試驗坑內(nèi)土壤水中d值隨深度的變化程度表現(xiàn)為A坑>B坑>C坑>D坑的規(guī)律，這也反映出隨著土壤水礦化度的升高，土壤水分的蒸發(fā)程度降低。

2.3 土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素與鹽分含量的關(guān)系

水分蒸發(fā)的同位素分餾包括瑞利平衡分餾和動力分餾。處于平衡條件下的水體蒸發(fā)過程中，氫氧穩(wěn)定同位素分餾是基于瑞利蒸發(fā)分餾模型，主要受溫度影響，而在開放系統(tǒng)水體蒸發(fā)過程中，存在非平衡條件的動力分餾[37]。動力分餾過程中同位素分餾受溫度、相對濕度、風(fēng)速等因素的綜合影響，與瑞利平衡分餾具有明顯的差異[35]。Sofer等[23]的研究結(jié)果顯示溶解鹽通常會減小瑞利平衡分餾，并通過相對濕度間接減小動力分餾；李桐等[24]通過鹽水與純水蒸發(fā)試驗，得出NaCl使水體蒸發(fā)受到更強的非平衡分餾影響，鹽分對于重同位素富集有抑制作用，且對H/D分餾的抑制作用大于16O/18O，導(dǎo)致δ18O更為富集的結(jié)論。本次試驗中由于原始土壤水的存在，當(dāng)具有穩(wěn)定δD、δ18O含量的灌入水向下入滲時，與原始土壤水發(fā)生混合，導(dǎo)致5～30 cm深度的土壤水中δD、δ18O介于鹽水與原始土壤水之間(見圖2)，且其δD-δ18O曲線的斜率比兩者都要大。由不同濃度NaCl溶液灌溉后，5～30 cm深度的土壤水中δD-δ18O關(guān)系見圖6。

圖6 不同濃度NaCl溶液灌溉后土壤水(5～30 cm)中δD-δ18O關(guān)系Fig.6 Relation between δD and δ18O values in soil water (5～30 cm) after irrigation with different concentrations of NaCl solution

由圖6可見，隨著礦化度的增加，B、C、D坑內(nèi)土壤水蒸發(fā)線的斜率明顯比A坑大，表明NaCl的存在對同位素分餾產(chǎn)生了抑制作用；而B、C、D坑內(nèi)土壤水蒸發(fā)線的斜率隨著礦化度的增加，其曲線斜率變小，但變化幅度不大。分析原因認(rèn)為：非飽和帶中下滲水的運動往往很慢[38]，由于鹵水濃度高使得土壤水的密度增大，水的活性降低[19]，導(dǎo)致土壤水的下滲速度變快，且礦化度越高，土壤水的下滲速度越快，下滲的過程中富含重同位素的水分子的密度也大，因此表現(xiàn)出分餾程度越大的特征。

3 結(jié) 論

通過在新疆炮臺試驗站開展了不同濃度的NaCl溶液入滲和蒸發(fā)試驗，研究了強蒸發(fā)作用下土壤鹽分對土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素的動態(tài)變化及其同位素蒸發(fā)分餾作用的影響規(guī)律，得到如下結(jié)論：

(1) 在強烈蒸發(fā)作用下，土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素發(fā)生了氧漂移、重同位素富集，土壤水蒸發(fā)線的斜率小于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€，其中表層土壤水所受的蒸發(fā)作用最強，其蒸發(fā)線斜率小于純NaCl溶液水體蒸發(fā)和深層土壤水分蒸發(fā)。

(2) 隨著深度增加，不同鹽分的土壤水中δD、δ18O值大都表現(xiàn)為先減少后增加的變化規(guī)律，上層土壤水“重”，下層土壤水“較重”，中層土壤水“輕”；土壤水的δD-δ18O曲線斜率總體上增加，氘盈余d值趨于定值；越接近土壤表層則受到的蒸發(fā)作用和溫度影響越強烈，距地表較深處則受到的蒸發(fā)分餾作用的影響小，土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素值更接近于大氣降水和原始土壤水。

(3) 灌注鹽水后，土壤水中δD值、δ18O值、d值與環(huán)境背景值有顯著的差異，而不同鹽分土壤水之間的差異不顯著；較高濃度NaCl溶液對于土壤水中H/D、16O/18O的分餾有較明顯的抑制作用；灌注坑內(nèi)土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素的變化受入滲、混合、蒸發(fā)綜合作用的影響。