蓋浩琪,石培君,李 志

(西北農(nóng)林科技大學(xué)資源環(huán)境學(xué)院,陜西 楊凌 712100)

土壤水作為水循環(huán)中的重要組成部分是聯(lián)系降水、植被和地下水的重要介質(zhì),對(duì)植物生長(zhǎng)和地下水補(bǔ)給具有重要作用[1-3]。黃土高原是全球黃土分布最廣和最厚的區(qū)域,深厚非飽和帶儲(chǔ)存了巨大的“土壤水庫(kù)”,為農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和經(jīng)濟(jì)發(fā)展提供了重要水源[1,4]。然而,退耕還林還草工程導(dǎo)致土地利用類型發(fā)生了巨大變化,對(duì)土壤水產(chǎn)生了重要影響[5-6],例如土地利用方式轉(zhuǎn)變減小了土壤儲(chǔ)水量,尤其是深根植被的引入會(huì)導(dǎo)致深層土壤水嚴(yán)重虧缺,逐漸形成穩(wěn)定的土壤干層,加劇了區(qū)域水資源短缺危機(jī)[7-9]。但土地利用變化導(dǎo)致的土壤水虧缺能否恢復(fù)?如果深層土壤水能夠被補(bǔ)給,其水源特征如何?這些問(wèn)題都不清楚。因此,亟需明確土壤水補(bǔ)給機(jī)制及其對(duì)土地利用變化的響應(yīng),從而促進(jìn)植被和水資源利用的可持續(xù)管理。

目前多采用動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)方法以確定土壤水補(bǔ)給來(lái)源,而此方法需長(zhǎng)期觀測(cè)才能獲得足夠數(shù)據(jù)[10];另外,深厚非飽和帶土壤水運(yùn)動(dòng)緩慢,進(jìn)一步增加了監(jiān)測(cè)難度。同位素示蹤法在大氣水汽來(lái)源識(shí)別、土壤水和地下水補(bǔ)給機(jī)制確定方面具有顯著優(yōu)勢(shì)[11-12],為土壤水運(yùn)動(dòng)機(jī)制研究奠定了基礎(chǔ)。不同種類同位素的優(yōu)點(diǎn)和應(yīng)用范圍不同,如氫氧穩(wěn)定同位素可有效識(shí)別土壤水來(lái)源和估算土壤蒸發(fā)損失[5,13],而放射性同位素可準(zhǔn)確量化土壤水年齡和深層滲漏[12,14-15]。因此,聯(lián)合使用氫氧穩(wěn)定和放射性同位素,更有利于研究土壤水在深厚包氣帶中的運(yùn)動(dòng)過(guò)程。

本研究以黃土區(qū)長(zhǎng)武塬為研究區(qū)域,聯(lián)合使用氫氧穩(wěn)定同位素和氚同位素,探究土壤水補(bǔ)給機(jī)制,進(jìn)而明確土地利用變化對(duì)土壤水補(bǔ)給的影響,以期為該區(qū)域水資源合理利用與管理提供理論依據(jù)。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

研究區(qū)位于中國(guó)科學(xué)院長(zhǎng)武農(nóng)業(yè)生態(tài)試驗(yàn)站(35°28′N,107°88′E),為典型的黃土塬區(qū),位于黃土高原南部,地勢(shì)平坦。屬于西北內(nèi)陸暖溫帶半濕潤(rùn)大陸性季風(fēng)氣候區(qū),年均日照時(shí)數(shù)2 226.5 h,年均氣溫9.1℃,年均降水量581.0 mm[11],大多集中于7—9月,占年降水量的55%以上。地下水位埋深84 m[16]。研究區(qū)黃土深厚,主要土壤類型是粘黑壚土,母質(zhì)為中壤質(zhì)馬蘭黃土[17],土壤田間持水量22.5%,穩(wěn)定濕度15.5%,凋萎濕度8.5%[18-19]。該地區(qū)以旱作農(nóng)業(yè)為主,多數(shù)區(qū)域無(wú)灌溉;農(nóng)地多為玉米和小麥輪作,自20世紀(jì)80年代以來(lái)大量轉(zhuǎn)變?yōu)樘O(píng)果園。

1.2 樣品采集與分析

基于樣點(diǎn)配對(duì)法選取三塊距離較近的樣地,分別為農(nóng)地、18 a和26 a蘋(píng)果園,蘋(píng)果園均由農(nóng)地轉(zhuǎn)化而來(lái)。三塊樣地土壤和水文氣象等條件相似,均無(wú)灌溉,樣地間土壤水的差異充分體現(xiàn)了土地利用變化的影響。2020年6月采用人工土鉆法采集土壤樣品,農(nóng)地和26 a蘋(píng)果園采樣深度均為20 m、18 a蘋(píng)果園采樣深度為15 m,采樣間隔為0.2 m。收集的土樣除去根系雜物后,一部分裝入鋁盒用于土壤水含量的測(cè)定[20];剩余部分裝入250 mL聚乙二烯塑料瓶中,用Parafilm封口膜密封防止蒸發(fā),冷藏避光保存用于土壤水提取。

2013—2019年,長(zhǎng)武農(nóng)業(yè)生態(tài)實(shí)驗(yàn)站采用雨量計(jì)收集日降水樣品,水樣保存在150 mL聚乙烯塑料瓶中,并在4℃下冷藏供進(jìn)一步分析[11]。

1.3 測(cè)定指標(biāo)與方法

1.3.1 土壤水含量 采用烘干法測(cè)定。采樣當(dāng)天,先稱量裝有原狀土的鋁盒,再將鋁盒放入烘箱,105℃下烘8 h至恒重,再次稱量,記錄鋁盒及樣品的總重量,計(jì)算土壤含水量(式1)：

(1)

式中,SMi為第i層土壤水含量(g·g-1);WWi、DWi分別為第i層土壤樣品濕重和干重(g);AWi為鋁盒質(zhì)量(g)。

1.3.2 同位素含量 運(yùn)用真空冷凝抽提系統(tǒng)(LI-2100,ABB,USA)抽提土壤水,將抽提的水分用0.22 μm濾頭過(guò)濾,去除雜質(zhì)后轉(zhuǎn)移到1.5 mL玻璃瓶低溫保存。通過(guò)液態(tài)水同位素分析儀(LGR GLA431-TLWIA,ABB,USA)測(cè)定δ2H、δ18O,精度分別為±0.2‰和±0.03‰,測(cè)定結(jié)果為維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海水(VSMOW)對(duì)應(yīng)的千分差值式(2)。此后,按水樣∶閃爍液=8∶12的比例配置樣本,使用液體閃爍計(jì)數(shù)器(Quantulus 1220,Perkin Elmer,Singapore)測(cè)定土壤樣品中氚含量,檢出限為2.0 TU[21]。

(2)

式中,δ為同位素比值,即元素重同位素豐度與輕同位素豐度之比;Rsample、Rreference分別為水樣和維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海水18O、2H的濃度。

1.4 土壤蒸發(fā)效應(yīng)分析

為定性分析不同土地利用方式下蒸發(fā)效應(yīng)強(qiáng)弱,引入降水偏移量(PO),該指標(biāo)能夠區(qū)分平衡分餾(如蒸汽的凝結(jié))和非平衡分餾下的水文過(guò)程(如蒸發(fā))。降水偏移量一般為0[5],植物蒸騰不影響PO,而地表蒸發(fā)會(huì)導(dǎo)致PO<0,因此,可通過(guò)計(jì)算PO揭示蒸發(fā)效應(yīng)。PO值越接近零,表明蒸發(fā)強(qiáng)度越弱[5]。

(3)

(4)

式中,m、n分別為大氣降水線的斜率和截距,分別取7.67和8.76;S為儀器分析誤差(‰),在本研究中分別為0.2和0.03。

1.5 土壤水溯源分析

為探究土壤水補(bǔ)給機(jī)制及對(duì)土地利用變化的響應(yīng),需明確土壤水補(bǔ)給來(lái)源。已有研究表明,由于地下水埋深大,土壤水僅可能來(lái)自當(dāng)?shù)亟邓甗6,22-23]。因此,將降水類型劃分為雨季(7—9月)和旱季(10月—次年6月),同時(shí)根據(jù)日降雨量(P)劃分降水等級(jí)為P≥10 mm·d-1,P≥20 mm·d-1,P≥30 mm·d-1,P≥40 mm·d-1和P≥50 mm·d-1。降水補(bǔ)給土壤水過(guò)程中存在強(qiáng)烈蒸發(fā),其同位素會(huì)沿蒸發(fā)線進(jìn)行非平衡分餾,進(jìn)而導(dǎo)致土壤水同位素組成偏離其初始來(lái)源(即大氣降水)[24]。基于此,本研究通過(guò)識(shí)別當(dāng)?shù)卮髿饨邓€(Local meteoric water line,LMWL)與土壤水蒸發(fā)線(Evaporation line of soil water isotopes,EL-SW)的交點(diǎn)確定初始水源。需要注意的是,以往研究多通過(guò)最小二乘法擬合得到土壤水蒸發(fā)線;但最新研究表明,土壤水同位素分餾受季節(jié)變化影響較大,上述方法的擬合結(jié)果可能存在偏差,需要基于Craig-Gordon模型估算蒸發(fā)線斜率[13]。因此,本研究采用該方法進(jìn)行估算：

(5)

(6)

式中,hr為相對(duì)濕度,采用1957—2018年的相對(duì)平均濕度;δP和δA分別為月降水量加權(quán)同位素平均值(δ2H=-62.5‰,δ18O=-9.3‰)和水蒸汽同位素組成(‰);δA=(δP-ε+)/α+;εk為動(dòng)力分餾系數(shù)(‰);ε為總分餾系數(shù)(‰);α+為液體與蒸汽之間的動(dòng)力學(xué)同位素分餾系數(shù)。ε+為平衡分餾系數(shù)(‰),ε+=(α+-1)×1000;其中,ε=ε++εk,ε+和α+均與溫度有關(guān)[13],此處溫度取當(dāng)?shù)啬昶骄鶜鉁亍?/p>

(7)

(8)

εk(2H)=q(1-hr)(1-0.9755)

(9)

εk(18O)=q(1-hr)(1-0.9723)

(10)

式中,q為空氣動(dòng)力學(xué)擴(kuò)散系數(shù),其范圍為0.5～1.0(飽和土壤條件下取0.5,非常干燥的土壤條件下取1.0),由于蒸發(fā)土層隨時(shí)間推移具有交替的飽和干燥條件,本研究取0.75。最終計(jì)算得土壤水蒸發(fā)線斜率范圍為2.80～4.00(n=22645),平均值為3.25±0.24[11]。

2 結(jié)果與分析

2.1 土壤水含量和同位素組成特征

果園土壤水含量明顯低于農(nóng)地(圖1a,P<0.05),且隨樹(shù)齡增長(zhǎng),土壤水含量逐漸降低,說(shuō)明果樹(shù)耗水強(qiáng)度較農(nóng)地大,對(duì)深層土壤水影響顯著[19]。淺層(0～4 m)土壤水含量變化劇烈,但14 m以下土層間差異較小,表明深根果樹(shù)造成土壤水虧缺的土層主要為4～14 m,說(shuō)明蘋(píng)果樹(shù)根系吸水深度可達(dá)14 m。由圖1b可知,土壤水δ18O在0～2 m土層變化劇烈(P<0.05),隨深度增加同位素組成趨于穩(wěn)定,且農(nóng)地和果園下淺層土壤水氧同位素組成均比深層富集,說(shuō)明淺層土壤水氧同位素易受蒸發(fā)和降水入滲影響,而深層土壤水氧同位素可能僅受極端降水的影響。兩種土地利用方式下淺層(0～6 m)土壤水氧同位素組成差異顯著,反映了土地利用方式對(duì)土壤水氧同位素組成的影響[25],而6 m以下土壤水同位素組成相比淺層變化較小,反映了土地利用變化前降水補(bǔ)給的影響。由氚含量剖面分布可知,峰值出現(xiàn)在6.6 m處,為46.6 TU(圖1c),表明1963年降水在54 a內(nèi)向下移動(dòng)的距離為6.6 m?？偠灾?說(shuō)明6 m可作為分析土地利用變化影響的臨界深度[13]。果園和農(nóng)地土壤水同位素剖面沒(méi)有出現(xiàn)明顯的峰值,且氚剖面呈拋物線狀,說(shuō)明土壤水主要以基質(zhì)流的形式運(yùn)移。

圖1 不同土地利用方式下土壤水(a)、氧穩(wěn)定同位素(b)和氚的含量(c)剖面,氚含量(數(shù)據(jù)源自前期研究[21])Fig.1 Soil profiles for water content(a),δ18O(b) and tritium(c) under different land use types (The tritium content data comes from previous research[21])

注：當(dāng)?shù)卮髿饨邓€為δ2H=(7.67±0.11)δ18O+(8.76±1.0),n=228,R2=0.96,降水同位素?cái)?shù)據(jù)來(lái)源于前期研究[11]。Note：The LMWL was δ2H=(7.67±0.11)δ18O+(8.76±1.0),n=228,R2=0.96,the precipitation isotopic data comes from previous research[11].圖2 不同土地利用方式下降水和土壤水的雙穩(wěn)定同位素組成圖Fig.2 The dual stable isotope compositions of precipitation and soil water under different land use types.

2.2 蒸發(fā)效應(yīng)

由圖2可知,土壤水氫氧穩(wěn)定同位素僅有少數(shù)落在LMWL,而大多分布在其右下側(cè),表明土壤水同位素組成可能受蒸發(fā)分餾作用影響[7]。蒸發(fā)程度可通過(guò)土壤水氫氧穩(wěn)定同位素的斜率和PO值大小表征[5]。農(nóng)地、18 a和26 a蘋(píng)果園下土壤水氫氧穩(wěn)定同位素的線斜率分別為5.5、6.5和6.7(表1),說(shuō)明農(nóng)地受到的蒸發(fā)效應(yīng)最強(qiáng),18 a蘋(píng)果園次之,26 a蘋(píng)果園最弱。進(jìn)一步計(jì)算得到農(nóng)地、18 a和26 a蘋(píng)果園下PO值分別為-22‰、-20‰和-6‰,說(shuō)明降水補(bǔ)給土壤水后穩(wěn)定同位素發(fā)生了非平衡分餾,即受到蒸發(fā)作用影響;相比果園,農(nóng)地PO值較小,說(shuō)明其土壤水受到的蒸發(fā)效應(yīng)更強(qiáng),而果園下土壤水受蒸發(fā)影響較小。土壤水氫氧穩(wěn)定同位素的斜率和PO值對(duì)土地利用方式蒸發(fā)效應(yīng)的分析結(jié)果一致。

表1 兩種土地利用方式下土壤水趨勢(shì)線Table 1 The trend line of soil water under two land use types

2.3 土壤水補(bǔ)給來(lái)源

該區(qū)土壤水主要來(lái)源于降水,且雙同位素組成比較表明補(bǔ)給過(guò)程經(jīng)歷了強(qiáng)烈的非平衡分餾。為進(jìn)一步探究土壤水補(bǔ)給來(lái)源,根據(jù)土壤水含量和氫氧穩(wěn)定同位素組成分布特征,將土層深度劃分為0～6 m、6～14 m和>14 m;利用公式(5)～(10)估算初始水源的同位素組成(圖3a、b)。6 m以下土壤水補(bǔ)給來(lái)源(δ2H=-83.8‰,δ18O=-12.1‰)較0～6 m土壤水源(δ2H=-68.8‰,δ18O=-10.1‰)更為貧化,說(shuō)明深層土壤水更易接受強(qiáng)降水補(bǔ)給;整體而言,三個(gè)土層水源同位素組成都更接近雨季降水。據(jù)此劃分降水等級(jí),0～6 m 土壤水源接近P≥20 mm·d-1和≥30 mm·d-1;然而,6 m以下土壤水同位素組成與P≥50 mm·d-1降水更相似,說(shuō)明深層土壤水需要更高強(qiáng)度的降水補(bǔ)給。進(jìn)一步分析土地利用方式對(duì)土壤水補(bǔ)給來(lái)源的影響(圖3c、d)可知,農(nóng)地和蘋(píng)果園下土壤水源同位素組成均與雨季降水同位素相似,說(shuō)明兩種土地利用方式下,土壤水均主要來(lái)源于雨季降水補(bǔ)給。具體而言,果園氫氧穩(wěn)定同位素組成(δ2H=-76.1‰,δ18O =-11.1‰)比農(nóng)地 (δ2H=-70.6‰,δ18O =-10.4‰)更為貧化,表明果樹(shù)作為深根植物,需要P≥50 mm·d-1的極端降水補(bǔ)給。

圖3 不同土層和土地利用類型在不同季節(jié)和降雨強(qiáng)度下的土壤水分來(lái)源(圓圈越大表明降雨強(qiáng)度越大)Fig.3 Soil water sources of different soil layers and land use types under different seasons and rainfall intensities (The larger circle indicates more intense precipitation)

3 討 論

由土壤水氧同位素和氚含量剖面分布可知,深厚黃土層中土壤水主要以活塞流形式運(yùn)移。深根植被下土壤水含量顯著低于淺根植被,表明土地利用變化顯著降低了土壤水儲(chǔ)量,甚至終止了深層土壤水補(bǔ)給,可能是由于強(qiáng)烈的根系吸水作用造成。與農(nóng)地相比,蘋(píng)果園土壤水線斜率、降水偏移量均較大,表明蘋(píng)果園土壤水受到的蒸發(fā)作用較弱[5],這可能因?yàn)樯罡脖幌氯~面積指數(shù)較高,導(dǎo)致地表反照率較低。具體而言,淺根植被葉面積指數(shù)一般為0～2,而深根植被通常大于2[5]。

通過(guò)進(jìn)一步估算水源可知,淺層(0～6 m)土壤水主要接受降雨量≥20 mm·d-1和≥30 mm·d-1的降水補(bǔ)給,而深層土壤水主要來(lái)自于雨季高強(qiáng)度降水補(bǔ)給,因?yàn)橛昙驹陆邓畮缀醯扔谏踔粮哂谡羯l(fā)量,這就需要極端降水補(bǔ)給深層土壤水。此外,降水入滲深度與降雨量和降水強(qiáng)度有關(guān),降水量越大則入滲深度越深[11]。不同土地利用方式下對(duì)土壤水源進(jìn)行計(jì)算結(jié)果表明,果園土壤水可能僅受到極端降水的補(bǔ)給,而農(nóng)地土壤水主要來(lái)源于雨季降水,這可能由于降水從樹(shù)冠落到地面時(shí),受到果樹(shù)冠層截留作用影響[26]。有研究發(fā)現(xiàn)[27],小雨的冠層截留率是大雨的2.1倍,說(shuō)明降雨量越大,林木冠層的截留量越小,而且只有當(dāng)冠層截留達(dá)到上限后,降雨才會(huì)以穿透形式降落下來(lái),從而補(bǔ)給土壤[28]。因此,對(duì)于林地而言,土壤水可能在高強(qiáng)度降水時(shí)才能得到補(bǔ)給。

在干旱半干旱地區(qū),地下水是農(nóng)業(yè)生產(chǎn)和居民生活的重要水源[1],其對(duì)河流的貢獻(xiàn)可高達(dá)70%[8]。黃土塬區(qū)地下水主要來(lái)源于深厚非飽和帶土壤水的深層滲漏,土地利用類型轉(zhuǎn)變后,果樹(shù)由于需要更多水分滿足蒸騰需求,其根系會(huì)不斷向深層土壤扎根,通過(guò)根系吸水消耗更多的深層土壤水[29],但由于農(nóng)地轉(zhuǎn)變?yōu)楣麍@后降水幾乎全部用來(lái)滿足果樹(shù)蒸騰耗水,很少補(bǔ)給到土壤水[30],而且果樹(shù)的冠層截留作用也減少了降水對(duì)土壤水的補(bǔ)給[27-28],這就導(dǎo)致深層土壤水消耗后不易隨時(shí)間的推移得到補(bǔ)充[7],進(jìn)一步降低了黃土塬區(qū)的地下水潛在補(bǔ)給量[9,12,29]。因此,為保證該地區(qū)植被恢復(fù)的可持續(xù)性,需要制定適當(dāng)?shù)拇胧﹣?lái)平衡深層土壤水供應(yīng)與生態(tài)耗水之間的關(guān)系,例如可以定期修剪果樹(shù),減小其蒸騰耗水量,或是在不影響當(dāng)?shù)鼐用窠?jīng)濟(jì)收益的情況下,采取間作、輪作的方式減少水分消耗,從而促進(jìn)深層土壤水的恢復(fù)。

4 結(jié) 論

本研究以黃土高原長(zhǎng)武塬作為研究對(duì)象,聯(lián)合使用氫氧穩(wěn)定性和氚同位素探討土壤水補(bǔ)給來(lái)源。結(jié)果表明,該地區(qū)土壤水運(yùn)動(dòng)的主導(dǎo)方式為活塞流。與農(nóng)地相比,蘋(píng)果園的土壤水線斜率和降水偏移量均較大,說(shuō)明土地利用方式轉(zhuǎn)變后,土壤蒸發(fā)作用減弱。通過(guò)進(jìn)一步識(shí)別水源得出,深層土壤水主要接受50 mm·d-1的降水補(bǔ)給,其原因是小降水只能補(bǔ)給淺層土壤水和供植物吸收利用,而難以入滲到長(zhǎng)期處于虧缺狀態(tài)的深層土壤;果園接受補(bǔ)給的土壤水同位素組成更為貧化,說(shuō)明果樹(shù)可能由于冠層結(jié)構(gòu)和深層根系的影響,需要極端降水才能進(jìn)行補(bǔ)給。因此,深根植被的種植會(huì)阻礙降水對(duì)深層土壤水的補(bǔ)給。本研究對(duì)水資源有限、土地利用變化劇烈的非飽和帶地區(qū)地下水可持續(xù)管理具有重要意義。