蔣 磊， 趙 毅， 張鵬偉， 何 亮， 擺 翔

（1.中國地質(zhì)調(diào)查局烏魯木齊自然資源綜合調(diào)查中心，新疆 烏魯木齊 830057；2.中國地質(zhì)大學(xué)（武漢）環(huán)境學(xué)院，湖北 武漢 430078）

新疆塔里木河下游的干旱綠洲區(qū)地處天山南麓，塔里木盆地東北緣，深居歐亞大陸腹地，遠離海洋，屬于典型的大陸性干旱氣候區(qū)，區(qū)內(nèi)蒸發(fā)強烈，降雨稀少，綠洲區(qū)生態(tài)脆弱，水資源是其經(jīng)濟發(fā)展和生態(tài)環(huán)境建設(shè)最主要的制約因素［1］。強烈的大氣蒸發(fā)是驅(qū)動土壤水分向上運動的主要動力［2］，而對于潛水來說，耗散又主要是通過毛細作用向上供給土壤蒸發(fā)［3］。

關(guān)于氫氧穩(wěn)定同位素在潛水蒸發(fā)規(guī)律研究中的應(yīng)用，始于20世紀60年代，主要經(jīng)歷了飽和土壤穩(wěn)態(tài)蒸發(fā)，非飽和土壤恒溫和非恒溫穩(wěn)態(tài)蒸發(fā)，以及非飽和土壤非穩(wěn)態(tài)蒸發(fā)條件下氫氧穩(wěn)定同位素運動研究［4-7］。研究認為，潛水以及土壤水分運移與地下水埋深、TDS 密切相關(guān)，同時還受到大氣蒸發(fā)量、地表覆蓋度、包氣帶結(jié)構(gòu)、微地貌等因素的影響［8-10］；當(dāng)土壤含水率大于綠洲區(qū)土壤持水度時，土壤水將通過毛細作用持續(xù)供給土壤蒸發(fā)，反之，土壤蒸發(fā)量將隨著土壤含水率的降低而減小，當(dāng)土壤含水率降低至毛管斷裂含水率后，水分運移只能通過分子擴散進行［11］；其影響深度主要采用現(xiàn)場試驗、室內(nèi)試驗測定或者通過海森公式進行計算，也取得了豐碩的成果［12-15］。由于毛細帶中的水可以看作飽和或者接近飽和，毛細帶也可看作是飽水帶的上界［16］，并且土壤孔隙中毛細水所受的吸力小于植物根系吸力，毛細帶也是植物吸收、利用水分的關(guān)鍵帶［17-18］，目前，對于新疆干旱綠洲區(qū)包氣帶垂向深度上土壤水氫氧穩(wěn)定同位素、土壤含水率、含鹽量等參數(shù)的對比及規(guī)律研究報道的較少。所以，研究新疆干旱綠洲區(qū)影響土壤毛細水上升，尤其是潛水毛細作用和蒸發(fā)機理及其影響范圍的判定，在分析土壤水分運移，土壤水與地下水轉(zhuǎn)化關(guān)系、植物水分等方面都具有十分重要的意義。

本文采用精細開挖土壤垂向剖面方式，研究了干旱綠洲區(qū)胡楊（Populus euphratica）、檉柳（Tamar?ix ramosissima）等典型植被生長區(qū)的包氣帶結(jié)構(gòu)和植物根系分布情況，開展了剖面中土壤含水率、土壤含鹽量以及地下水、土壤水、植物水的氫氧穩(wěn)定同位素等項目的測試，并對垂向分布曲線數(shù)據(jù)進行了研究和分析，揭示了該區(qū)秋季潛水蒸發(fā)影響深度和土壤水運移規(guī)律，以期為塔里木河下游干旱綠洲區(qū)的水資源合理開發(fā)利用和生態(tài)環(huán)境保護修復(fù)提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

新疆塔里木河下游的干旱綠洲區(qū)位于塔里木盆地的東北部（圖1），塔克拉瑪干沙漠和庫姆塔格沙漠之間（86°34′～88°00′E，40°30′～41°05′N），北倚孔雀河，南瀕塔里木河，地勢平坦，海拔大部分在855 m 以下，地勢西高東低，南高北低，主要由河流沖積平原以及大片沙漠和風(fēng)蝕地組成。該區(qū)屬于典型的荒漠干旱氣候，日照豐富，年平均氣溫10.8 ℃，年平均降水量34.7 mm，年均蒸發(fā)量達到2408.6 mm。除少數(shù)有灌溉條件的地區(qū)人工栽培植被代替了自然植被，其余絕大部分是尚未開墾的鹽堿沙荒地，仍然保持著自然植被的生長［19］。該區(qū)域是南疆兵團重要的人口聚集地，也是全國優(yōu)質(zhì)棉花的主產(chǎn)區(qū)，發(fā)揮著生態(tài)保護與水源涵養(yǎng)的重要功能，地理區(qū)位十分重要［20］。由于該地區(qū)的水資源尤其是地下水，不僅提供寶貴的淡水資源，更是植物水分的主要來源，因此影響著當(dāng)?shù)氐纳鷳B(tài)、生產(chǎn)和生活。

本文選擇區(qū)內(nèi)長勢中等-較好的檉柳和胡楊生長區(qū)作為研究對象，其總蓋度分別為25.38%和35.79%，采樣點位分布見圖1。由于研究區(qū)內(nèi)分布較多的古河道和牛軛湖，沉積環(huán)境的分異使得區(qū)內(nèi)包氣帶巖性主要為細砂、中細砂和粉質(zhì)黏土，易于土壤水和潛水的蒸發(fā)。

圖1 研究區(qū)地理位置（a～b）及剖面點位照片（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，主要采用人工土鉆和垂向剖面開挖方式揭露包氣帶結(jié)構(gòu)和植物根系分布情況。為避免長期暴露空氣產(chǎn)生的誤差，剖面開挖選擇清晨時間段，直到露出潛水位為止，并獲得2 個連續(xù)、完整的非飽和帶土壤剖面。剖面規(guī)格分別為：長2.2 m、寬1.8 m、深2.15 m，長2.2 m、寬2.6 m、深2.85 m，在剖面上以每20 cm 刻槽采集1 個土壤樣，分析測試土壤含水率、土壤含鹽量；同時兼顧土壤質(zhì)地盡可能采集土壤水同位素樣品，期間取回植物木質(zhì)部水分同位素樣品。

2.1 土壤含水率測試

采用環(huán)刀采集大于100 g的原狀土，裝入鋁盒后現(xiàn)場用0.01 g 精度的電子天平稱出濕土重量后，帶回實驗室，采用土壤烘干箱在110 ℃的條件下烘12 h，再次稱干土重量，土壤含水率（W）通過下式來計算：

W=(W1-W2)/(W2-W0)×100%

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

2.2 土壤水、植物水抽提

將現(xiàn)場采集的分層土壤樣品以及植物樣品迅速裝入密封袋，再放入裝有冰塊的恒溫箱內(nèi)帶回實驗室。植物同位素水樣品提取采用低溫真空蒸餾法，土壤水分提取采用全自動真空冷凝抽提系統(tǒng)。

2.3 土壤水、植物水及地下水氫氧穩(wěn)定同位素測試

土壤水、植物水及地下水樣品的氫氧穩(wěn)定同位素測定由中國地質(zhì)調(diào)查局西安中心干旱半干旱區(qū)地下水與生態(tài)重點實驗室完成，測定儀器為液態(tài)水同位素激光測試儀（LWIA），δD、δ18O 值的分析精度分別可以達到0.5‰和0.10‰。所有水樣中的氫氧穩(wěn)定同位素含量用VSMOW的千分差δ表示。

2.4 土壤易溶鹽測試

3 結(jié)果與分析

3.1 土壤剖面包氣帶結(jié)構(gòu)及植物根系分布

由圖2 可知，檉柳剖面包氣帶結(jié)構(gòu)自上而下分別為：中細砂、細砂、粉砂、細砂、粉質(zhì)黏土、細砂，厚度8～120 cm；剖面內(nèi)檉柳根系呈魚尾形狀，主要由細根（d≤2 mm）、中根（2 mm＜d≤5 mm）和粗根（d＞5 mm）組成，根系延伸較長，說明檉柳根系的趨水性促使根系拓展到更遠的地方，并且根系的生物量隨著剖面深度增加而減少，說明檉柳主要吸收利用淺層土壤水和養(yǎng)分。胡楊剖面（圖3）包氣帶結(jié)構(gòu)自上而下分別為：細砂、粉砂、黏土質(zhì)粉砂互層；剖面內(nèi)胡楊根系分布具有不對稱性，主要由細根（d≤2 mm）、中根（2 mm＜d≤10 mm）、粗根（10 mm＜d≤50 mm）和粗大根（d＞50 mm）組成，且橫向根系發(fā)達空間延展能力強，說明胡楊根系通過水平延展尋找所需的營養(yǎng)和水分，還有部分死根主要集中在地表1 m以內(nèi)、距離樹基1.5 m 以外，說明死根的分布與水分的分布情況有很大的關(guān)系，且絕大部分死根為細根，說明細根的新陳代謝最為活躍。

圖2 檉柳剖面包氣帶結(jié)構(gòu)及含水率、含鹽量分布Fig.2 Structure of the vadose zone and the distribution of water content and salinity in the vertical section of Tamarix ramosissima

圖3 胡楊剖面包氣帶結(jié)構(gòu)及含水率、含鹽量分布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鹽量

從垂向分布情況來看，由地表向潛水面土壤剖面含水率總體呈增加的趨勢，但由于包氣帶巖性結(jié)構(gòu)、地表覆蓋度等條件的限制，不同深度包氣帶含鹽量的變化規(guī)律不盡相同。檉柳剖面（圖2）顯示，隨著深度的增加，土壤含水率逐漸升高，由于粉砂夾層的影響，30～50 cm處土壤含水率較高，為20%，隨后含水率降低、變化速率減緩，至100 cm 處變化速率增大，含水率逐漸增高至潛水面。胡楊剖面（圖3）也同樣顯示，隨著深度的增加，土壤含水率逐漸升高，由于黏土層的影響，50 cm處土壤含水率較高，為10%，隨后含水率變化速率減小，至150 cm處變化速率增大，含水率也逐漸升高至潛水面。

隨著深度的增加土壤剖面含鹽量總的變化趨勢表現(xiàn)為降低，但由于地形地貌、水文地質(zhì)等條件的不同，不同深度包氣帶含鹽量的變化規(guī)律也不一致，包氣帶淺部含鹽量隨深度增加出現(xiàn)明顯變化，達到某一深度，則含鹽量趨于一定值。檉柳剖面（圖2）顯示，隨著深度的增加，土壤含鹽量先是逐漸升高，近地表8 cm處土壤含鹽量最高，為1.5%，隨后土壤含鹽量降低、變化速率增大，至100 cm 處趨于穩(wěn)定。胡楊剖面（圖3）顯示，隨著深度的增加，土壤含鹽量逐漸降低，表層土壤含鹽量最高，為0.8%，隨后含鹽量變化速率減緩，至150 cm 處變化趨于穩(wěn)定。

3.3 土壤水氫氧穩(wěn)定同位素垂向分布

由圖4 可知，檉柳剖面土壤水氫氧穩(wěn)定同位素呈現(xiàn)如下規(guī)律：土壤水氫氧穩(wěn)定同位素值隨著包氣帶深度增大而逐漸減小，并趨于穩(wěn)定，穩(wěn)定時土壤水氫氧穩(wěn)定同位素值接近潛水值；潛水氫氧穩(wěn)定同位素值普遍低于土壤水，二者又小于雨水，相對土壤水來說，地下水的更新速率高于土壤水，使地下水氫氧穩(wěn)定同位素被稀釋；從潛水面至地表，土壤水氫氧穩(wěn)定同位素值先減小至最小值，約地下1 m處，隨后逐漸增大至最大值，約地下30 cm 處，至剖面表層時值極低。

圖4 檉柳剖面土壤水氫氧穩(wěn)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)

胡楊剖面（圖5）土壤水氫氧穩(wěn)定同位素呈現(xiàn)如下規(guī)律：土壤水氫氧穩(wěn)定同位素值隨著包氣帶深度增大而逐漸減小，并趨于接近潛水值；潛水氫氧穩(wěn)定同位素值普遍低于土壤水，二者又小于雨水；從潛水面至地表，土壤水氫氧穩(wěn)定同位素值先是減小至最小值，約地下1.5 m 處，隨后逐漸增大至最大值，約地下50 cm處，至剖面表層時值極低。

圖5 胡楊剖面土壤水氫氧穩(wěn)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 討論

4.1 土壤水的補給來源

氫氧穩(wěn)定同位素被稱為水的“指紋”，因為其作為水分子的組成部分不同于一般溶質(zhì)［21］。作為一種新的研究手段，可以在點和流域尺度上示蹤水分運動。由于塔里木河下游的干旱綠洲區(qū)降水稀少，地表沒有穩(wěn)定徑流，除了人工灌溉以外，土壤水的來源有大氣降水和地下水。從2個不同植被剖面的土壤水氫氧穩(wěn)定同位素垂向分布情況來看，土壤水中的δ2H、δ18O 值均要比潛水中的δ2H、δ18O 值更加富集，并且二者明顯小于雨水，說明土壤水并非來自大氣降水，而是由潛水補給后，在包氣帶中受到強烈毛細作用和蒸發(fā)作用并向上運移，逐漸與包氣帶中的水混合，并在淺表層受到分餾作用后不斷富集。至于表層出現(xiàn)極低值，可能是由于干旱綠洲區(qū)早晚溫差大，清晨采樣時，部分空氣凝結(jié)水使得淺層土壤水氫氧穩(wěn)定同位素貧化［22］，故氫氧穩(wěn)定同位素數(shù)值極低。

4.2 植物用水的來源

通過比較植物木質(zhì)部水分與潛在水源的氫氧穩(wěn)定同位素組成，可以初步判斷出不同樣地的植物莖部水同位素的來源，即如果存在交點，那么該交點對應(yīng)的水源即為植物的主要水分來源［23］，該方法只能定性判斷植物用水而不能量化植物水分的利用率。從檉柳水氫氧穩(wěn)定同位素分布來看，δ2H 值的變化范圍為-60‰～-50‰，小于潛水和雨水δ2H值，與土壤水在1.0 m 附近有交叉點；δ18O 值的變化范圍為-7‰～-5‰，與δ2H值相似均小于潛水和雨水δ18O值，與土壤水在1.0 m附近有交叉點，由于δ18O在植物吸收過程中更加穩(wěn)定、不易發(fā)生分餾，故說明檉柳可能主要吸收1.0 m附近的包氣帶水。從胡楊水氫氧穩(wěn)定同位素分布來看，δ2H 值的變化范圍為-50‰～-32‰，δ18O 值的變化范圍為-3‰～-2‰，小于雨水δ2H、δ18O 值，但大于潛水δ2H、δ18O 值，與土壤水在0.8～2.5 m附近有交叉點，說明胡楊可能主要吸收深度介于0.8～2.5 m附近的包氣帶水以及潛水。

4.3 潛水蒸發(fā)的影響程度

根據(jù)物理分餾原理，從潛水面向上，隨著毛細作用減小，氫氧穩(wěn)定同位素逐漸被稀釋并達到一定高度，即毛細高度；由于吸附與解吸引起的分子擴散過程中，分子的擴散速度與分子的質(zhì)量平方根成反比，因此輕同位素富集在擴散的前方，而重同位素將殘留在擴散的后方。而地表向下，隨著蒸發(fā)作用增強，氫氧穩(wěn)定同位素逐漸被稀釋并達到一定深度，即蒸發(fā)深度；由于蒸發(fā)與凝聚引起的分子擴散過程中，分子的擴散速度與分子的質(zhì)量平方根成反比，因此輕同位素富集在蒸發(fā)面的淺部，而重同位素將殘留在蒸發(fā)面的深部［24-25］。因此，根據(jù)圖4 土壤水氫氧穩(wěn)定同位素分布，間接指示該點潛水毛細高度可達地下1 m埋深；蒸發(fā)作用發(fā)生在地下1 m埋深以上。根據(jù)圖5 土壤水氫氧穩(wěn)定同位素分布，間接指示該點潛水毛細高度可達到地下1.5 m 埋深；蒸發(fā)作用發(fā)生在地下1.5 m埋深以上。

與土壤剖面含水率、含鹽量分布曲線也基本一致，根據(jù)圖2 顯示，從潛水面向地表，土壤剖面含水率逐漸減小至1 m 位置處，隨后含水率減小的速率減緩，地表含水率達到最低；土壤剖面含鹽量在潛水面附近總體保持穩(wěn)定，至100 cm處含鹽量出現(xiàn)跳躍并逐漸增大，近地表附近土壤含鹽量達到最高。圖3也同樣顯示，從潛水面向地表，土壤剖面含水率逐漸減小至1.5 m 位置處，隨后含水率減小的速率減緩，地表含水率達到最低；土壤剖面含鹽量在潛水面附近總體保持穩(wěn)定，至150 cm處含鹽量逐漸開始增大，表層土壤含鹽量達到最高；總體反映出該區(qū)強烈的潛水蒸發(fā)和毛細作用。

5 結(jié)論

（1）在新疆干旱綠洲區(qū)，強烈的大氣蒸發(fā)和土壤毛細作用是驅(qū)動包氣帶內(nèi)土壤水分向上運移的主要動力，區(qū)內(nèi)的潛水不僅提供了豐富的土壤水，更是植物水分的主要來源。

（2）自潛水面向上，從土壤剖面中土壤水的氫氧穩(wěn)定同位素垂向分布來看，隨著高度增加，其值逐漸減小，并在1～1.5 m 處達到最小值后又逐漸增大；土壤剖面中土壤含水率逐漸減小，隨后至1～1.5 m 處含水率減小的速率減緩；土壤剖面含鹽量在潛水面附近總體保持穩(wěn)定，至1～1.5 m 處含鹽量逐漸開始增大。

（3）綜合土壤剖面中土壤水的氫氧穩(wěn)定同位素、土壤含水率、土壤含鹽量分布，反映出塔里木河下游的干旱綠洲區(qū)強烈的潛水蒸發(fā)和毛細作用，由于水分運移對氫氧穩(wěn)定同位素的物理分餾影響較大，間接指示該區(qū)秋季潛水蒸發(fā)作用可能影響的深度為1～1.5 m。