2018, Vol. 39
土壤水是土壤圈生命物质循环的重要载体以及作为水文循环中的“水库”对生态系统至关重要[1].土壤水是土壤内部化学、生物和物理过程不可缺少的介质, 同时也是植物吸收水分的重要来源, 对土壤肥力、土壤温度和通气状况产生重要的影响, 进而影响植物的产量和品质; 生态平衡会因土壤水分移动过程产生动态变化[2, 3].西南岩溶地区生态环境脆弱, 薄且不连续的土壤和表层岩溶裂隙构成了双重孔隙介质引起土壤地表漏失, 养分地下流失[4], 土壤保水能力差[5], 且降水的时空分布不均匀, 导致该区地表水与地下水之间强烈的相互作用, 使得土壤水分特征比非岩溶区更难解译[6, 7].土壤水受多种环境因素影响, 如降水, 蒸发, 植被, 地形和土壤性质[8~11].但在岩溶区, 土壤和渗透性基岩空间分布不均匀, 导致水文过程更加复杂[6, 12, 13].因此探明岩溶区土壤水的时空分布特征对于了解土壤水的动态变化规律至关重要.
岩溶槽谷是岩溶区基本景观单位, 特别是在川东平行岭谷地区, 三叠系灰岩常出露于背斜轴部或两翼发育形成槽状岩溶谷地[14].槽谷内通常具有岩溶裂隙发育、土壤和渗透性基岩空间分布不均匀、地下水位低等特点.传统的物理方法和水文观测法, 如水文和水文化学方法, 不足以研究非均质岩溶地区的水文特征[15~17].传统方法也不能用于追踪非饱和区复杂流动条件下的水文模式.稳定的同位素方法能够收集不同土壤条件下的渗透、蒸发和蒸腾的信息[7, 15, 18, 19].自20世纪80年代以来, 稳定的同位素, 如氘(D)和氧-18(18O)已成为研究土壤水, 溪流和泉水季节动态的有力工具.在岩溶地区, 目前使用稳定同位素法研究土壤水主要集中在岩溶洼地、山坡以及岩溶小流域等区域. Chen等[20]在广西环江县岩溶洼地地区研究发现浅层土壤水全年受降水补给, 水流速度快, 土壤水停留时间短; 深层土壤水与之相反, 即补给类型属于季节性补给, 水流速度慢, 土壤水的停留时间超过一年. Liu等[21]在贵州茂兰国家级自然保护区研究岩溶草坡土壤水分运动特征, 发现垂直渗透是山坡土壤水的主要流动方式. Yang等[22]在广西环江县的一个灌木坡上研究土壤水δD的空间分布特征, 发现土壤水δD具有较弱的空间依赖性, 且随机变化. Hu等[7]在广西环江县内研究岩溶小流域中土壤水和表层岩溶水的季节性补给和平均停留时间, 发现地下水和地表水主要补给发生在雨季, 土壤水比地表岩溶泉有更长的平均停留时间.对于岩溶洼地类似的岩溶槽谷区研究较匮乏, 岩溶槽谷区具有土壤层较厚、地形相对平坦, 人口分布相对密集等特点.选取重庆市北碚区中梁山岩溶槽谷区为研究区, 该区因地下水位低, 槽上库存的水资源已不能满足居民生活、灌溉用水, 水资源供需矛盾日益突出, 研究槽上土壤水分特征有重要作用.于2017年5月13日和2017年9月16日选择10个样本点监测土壤水δD和δ18O, 借此探究岩溶槽谷区不同土地利用方式下土壤水δD和δ18O的时空分布特征, 通过发现土壤水运动规律, 以期为揭示岩溶槽谷区土壤水分状况提供参考.
1 材料与方法 1.1 研究区概况观音峡背斜龙凤槽谷区位于重庆市北碚区境内, 属于川东平行岭谷华蓥山帚状褶皱束南沿部分, 属于中亚热带湿润季风气候, 具有春早、夏长、秋短、冬迟的特点, 年均温度18℃, 年均降水量1 000 mm左右.背斜轴向为NNE走向, 核部的碳酸盐岩被两侧的非可溶岩地层包围, 背斜核部发育有东、西两个NNE走向的溶蚀槽谷, 形成“一山三岭两槽”的“笔架”式地形, 海拔高程480~700 m.观音峡背斜北、南部分别被嘉陵江、长江切割, 嘉陵江以南海拔逐渐升高, 至中梁镇附近, 为整个研究区(图 1), 面积38 km2.核部为Tlf地层, 向两翼地层逐渐过渡为T1j、T2l及T3xj.背斜西翼陡东翼缓, 轴面东倾.因此, 溶蚀形成的东槽较宽西槽较窄, 本研究样本点均分布于较宽的东槽.研究区土壤发育的地质背景是三叠纪嘉陵江组的岩溶角砾岩白云质灰岩, 土层厚薄不均.土地利用类型主要是：耕地、草地、林地.
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图 1 样地位置示意 Fig. 1 Map showing the location of the study plots |
在中梁山岩溶槽谷选择典型的土地利用方式(耕地、草地和林地).于2017年5月和2017年9月在研究区内随机选取4个耕地、3个草地和3个林地, 共10个标准样地, 用于采集不同土壤深度的土壤水样品.
1.2.2 样品的收集与室内分析大气降水：降水样品收集使用长沙湘蓝科学仪器股份有限公司生产的APS-3A型降水降尘自动采样器, 测量精度下限为0.1 mm, 开始降水时滑板会自动打开, 雨后5 min内会自动关闭, 降水会自动保存在3~5℃的冰箱中, 每隔8 d收集一次, 但尽量每场雨后收集一次降水样品, 于样品瓶上标明时间、地点, 用Parafilm封口膜密封, 放置在车载低温保鲜冰包中带回实验室, 放置在冰箱中冷藏(4℃)至分析.降水量用天津气象仪器厂有限公司生产的DAVIS Vantage Pro2型自动气象监测站进行实时监测, 精度为15 min记录一次数据, 雨量检测下限为0.2 mm.仪器均安装在凤凰村村委会楼顶, 每月取样后对仪器进行清扫并及时除去动物排泄物和枯枝落叶等.在这项研究中, 收集和测定了20个降水样本, 5、6月收集的降水样本数量占整个样本数量的70%.
土壤水：在研究区内3种典型土地利用方式下(耕地、草地和林地)各随机选择样本点挖出一个约50 cm深的土壤剖面, 安装简易的接收土壤水的装置(图 2), 该装置由1 000 cm2正方形聚乙烯托盘, 1 L聚乙烯瓶, 连接托盘和瓶子的导管以及取样管组成.将托盘水平地插入到挖掘的土壤坑侧壁中, 以拦截来自上部完整土柱的水流.被拦截的水通过重力进入瓶子.取样管从瓶底延伸到表面.挖掘后的土壤被回填到土坑中, 并在安装完成后压实.分别安装在每个土壤剖面的0~15 cm、15~45 cm土壤深度处, 收集土壤水, 并将其装在10 mL的棕色漩口瓶中, 用Parafilm封口膜密封, 放置在冰箱中冷藏(4℃)至分析.简易装置收集的土壤水只能当托盘上方的土壤饱和时才能收集.
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图 2 实验装置示意 Fig. 2 Soil water collecting device |
所有土壤水样在中国地质科学院岩溶地质研究所动力学重点实验室完成, 分析仪器采用离轴整合积分腔光谱输出技术(OA2ICOS)的液态水稳定同位素分析仪(LWIA-24-d, Los Gatos Research, USA).根据以下等式, 相对于维也纳平均海洋水标准(V-SMOW), 常规δ符号计算同位素浓度：
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(1) |
式中, Rsample为样品的同位素比率, Rv-smow为标准物质的同位素比率. δ18O和δD测试结果均以V-SMOW标准给出, δ18O的精度为±0.2‰; δD的精度为±0.6‰.
1.2.3 数据分析土壤水和降水稳定同位素数据统计描述分析在SPSS 24.0和Excel 2010中完成, 对不同土地利用方式下、不同土壤深度土壤水δD和δ18O进行方差分析, 统计分析水平为P>0.05.土壤水δD和δ18O线性拟合分析、作图和降水δD和δ18O的时间变化特征分析在Origin 9.0中完成.
2 结果与分析 2.1 降水稳定同位素特征因研究区地理环境差异、水汽输送的距离、以及研究区气象要素的变化使降水的氢氧同位素组成和线性关系显示出较大的变化[23].各研究区降水线的斜率和截距相较于Yurtsever等[24]修正Craig[25](δD=8δ18O+10)的全球降水线(GMWL)(δD=8.17δ18O+10.56)有不同程度的偏差, 这反映水汽来源及之后的混合、蒸发和凝结的不平衡程度.重庆市中梁山岩溶槽谷区气象站安装于2017年4月底, 至2017年9月底共收集20个降水样本.降水的δD和δ18O组成变化较大, 分别为-101.2‰~12.4‰和-15.0‰~-1.2‰.降水的δD和δ18O最大值出现在5月, 最小值在9月.此外, 大气降水δ18O值存在明显的月份变化, 雨季前期(5~6月)氧同位素明显富集偏正, 平均值为-6.7‰±3.3‰, 雨季后期(7~9月)降水氧同位素有明显的下降趋势, 平均值为-12.7‰±2.9‰.因5~6月降水主要来自于本地蒸发和西风带来的来源于内陆的大陆气团, 因此大气降水δ18O偏正, 7~9月水汽主要来源于印度洋的阿拉伯海与盂加拉湾沿岸以及西太平洋的南海, 这两个区域的水汽在输送至重庆市北碚区的过程中经过不断地“淋洗”, 气团中所剩水汽的δ18O降低, 从而导致降水中的稳定同位素值偏负[26].
根据测得的中梁山岩溶槽谷区2017年5~9月降水δD和δ18O值, 计算出该地的大气降水线(LMWL)为：δD=7.58δ18O+11.46 (R2=0.98, n=20), 见图 3, 相较于我国西南地区的大气水线(δD=7.96 δ18O+ 9.52)[27]而言, 中梁山大气降水线的斜率和截距与其相似, 但与本区域他人研究相比：北碚区(δD=8.19δ18O+ 17.39)[28]、(δD=8.82δ18O+18.97)[29], 其斜率和截距明显偏小.可能是降水样品在2017年5~9月集中收集, 在此期间大气温度高, 降水受蒸发作用影响明显, 引起降水δD和δ18O二次蒸发分馏, 且未收集一个完整水文年的降水数据, 引起该区大气降水线的斜率较低, 截距随斜率而减小, 因而本研究建立的大气降水线与本区他人建立的大气降水线有差异.
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图 3 中梁山大气降水δD和δ18O线性关系 Fig. 3 Linear relationship between δD and δ18O of atmospheric precipitation in Zhongliang Mountain |
对岩溶槽谷区3种不同土地利用方式(耕地、草地和林地)下39个(因9月耕地4中0~15 cm土壤水的δD未测出, 所以样品个数为39)土壤水样的δD和δ18O值进行综合分析得到其线性关系：δD=7.72δ18O+11.32 (R2=0.98, n=39), 土壤水δD和δ18O变化范围分别是：-106.8‰~-8.4‰和-15.1‰~-2.2‰; 平均值分别为：-50.0‰±33.6‰和-7.9‰±4.3‰.与降水δD和δ18O范围(-101.2‰~12.4‰和-15.0‰~-1.2‰)相比, 土壤水氢氧同位素的最小值小于降水氢氧同位素的最小值, 说明该降水事件在进入土壤水之前, 土壤中还保留该降水事件之前的水分, 并与之混合[30], 这部分土壤水δD和δ18O在不同降水事件、蒸发、下渗和混合等影响因素下变得复杂[18].土壤水δD和δ18O分布在该区大气降水线周围(图 4).
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图 4 土壤水δD和δ18O与大气降水线的关系 Fig. 4 Relationship between δD and δ18O in soil water and the local meteoric water line |
如图 5所示, 5月土壤水氢氧同位素线性关系为：δD5=6.06δ18O+5.72 (R2=0.91, n=20), 土壤水δD和δ18O变化范围分别是：-37.4‰~-8.4‰和-6.1‰~-2.2‰, 平均值分别为：-19.4‰±6.8‰和-4.1‰±1.0‰; 9月：δD9=5.73δ18O-13.79 (R2=0.88, n=19), 土壤水δD和δ18O变化范围分别是：-106.8‰~-53.9‰和-15.1‰~-7.4‰; 平均值分别为：-82.2‰±14.0‰和-11.9‰±2.2‰. 5月土壤水δD和δ18O线性方程的斜率和截距均大于9月, 说明9月土壤水δD和δ18O的分馏效率大于5月.可能是由于：5月(169.4 mm)降水量小于9月(187.6 mm), 说明9月空气中可能富集水汽分子略高于5月, 5月大气月平均温度(20.45℃)低于9月月平均温度(21.49℃), 综上, 由于9月大气温度高和空气中富集更多的水汽分子会促进降水的分馏[31], 因此可能影响土壤水的δD和δ18O值; 从5月和9月土壤水同位素的标准偏差也可以推断出9月土壤水稳定同位素分馏效应大.对土壤水δD和δ18O进行方差分析, 发现土壤水δD和δ18O呈现与降水相同的变化趋势, 5月偏重, 9月偏轻.
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图 5 岩溶槽谷区5月、9月土壤水δD和δ18O线性关系 Fig. 5 Linear relationship between δD and δ18O in soil water in karst troughs in May and September |
δD与δ18O相比更易受到外界温度、地形、下垫面等的影响[32], 因此选择δ18O研究土壤水同位素特征.岩溶区虽然土壤生境复杂多变, 但是相同的土地利用方式下, 土壤水分的氢氧同位素组成可能无显著差异[33].中梁山岩溶槽谷区0~15 cm、15~45 cm土壤水δ18O水平分布如图 6所示, 3种不同土地利用方式下0~15 cm处土壤水δ18O值波动较大, 由表 1可知5月变幅为-3.2‰(-5.4‰~-2.2‰), 9月变幅为-7.2‰(-15.1‰~-7.9‰).土壤水δ18O平均值：耕地1为7.1‰、耕地2为-8.1‰、耕地3为-10.1‰、耕地4为-7.4‰、草地1为-6.1‰、草地2为-8.4‰、草地3为-8.5‰、林地1为-7.1‰、林地2为-9.0‰、林地3为-7.2‰. 15~45 cm处土壤水δ18O与浅层相比则变幅较小相对稳定, 5月变幅为-2.2‰, 9月变幅为-6.4‰.经单因素方差分析各样地之间土壤水δ18O并无显著差异.
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图 6 2017年5月和9月不同土地利用方式下土壤水δ18O值箱线图 Fig. 6 Soil water δ18O box plots for different land use patterns in May and September 2017 |
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表 1 不同土地利用方式下0~15 cm和15~45 cm处土壤水δ18O最大值、最小值、平均值和变幅 Table 1 Maximum, minimum, average, and variation of the soil water δ18O at 0-15 cm and 15-45 cm for different land use patterns |
2.2.3 土壤水稳定同位素垂直剖面特征
2017年的5月和9月土壤水δ18O的垂直坡面如图 7所示, 林地和草地0~15 cm处土壤水δ18O值变化幅度大于15~45 cm处土壤水δ18O值, 这是因为表层更易受到外界环境的影响.据研究发现, 0~15 cm处受全年降水补给, 而深层土壤是以季节性补给为主[20], 同理因为蒸发始于大气界面, 逐渐向下运动, 表层的土壤水δ18O更易受蒸发作用的影响[34].耕地不同于林地和草地, 在人类农业活动的扰动下改变土壤孔隙结构, 降水通过农作物根系、虫洞等快速下渗, 使土壤水δ18O上下层并无明显规律, 但总体上耕地土壤水δ18O剖面呈现5月垂直递减, 9月垂直递增的趋势.综上, 5月土壤水δ18O呈现递减的垂直变化趋势, 并且在15~45 cm处草地和林地土壤水δ18O值趋于一致, 其中草地1、草地2和草地3土壤水δ18O值从0~15 cm的-4.4‰、-3.4‰、-2.8‰减少到15~45 cm的-4.6‰、-3.9‰、-5.2‰, 林地1、2、3由-2.2‰、-2.9‰、-3.1‰减少至-5.6‰、-3.9‰、-4.7‰; 9月耕地和林地土壤水δ18O值呈现随土壤深度增加的趋势, 草地以递减的趋势为主, 耕地整体递增了1.5‰, 林地整体递增1.0‰, 草地整体减少-0.3‰.对相同或不同月份相同土地利用方式、不同土地利用方式以及不同层次的土壤水δ18O值在SPSS 24.0进行显著性检验, 统计分析水平为P>0.05, 说明这些数据之间无显著性差异.但其中5月和9月耕地土壤水δ18O值的统计分析水平为P≈0.06, 说明该数据之间的差异比其它土地利用方式之间大, 因采集土壤水的深度较浅, 农作翻地对耕地的扰动大.
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(a)2017年5月土壤水δ18O, (b)2017年9月土壤水δ18O 图 7 不同土地利用方式下土壤水δD和δ18O值垂向变化特征 Fig. 7 Vertical variation of the δD and δ18O values of soil water for different land use patterns |
据研究表明, 季风区降水氢氧同位素与降水量表现出反向相关的降水量效应[35~37].我国西南地区季风气候显著, 水汽输送至本区域过程中水汽中D和18O的重同位素不断损耗[38], 导致降水中的氢氧同位素偏负, 在收集的20次降水中δD和δ18O的最小值分别是-101.2‰和-15.0‰, 对应的降水量是50 mm, 并不是研究期间最大降水量.将降水的δD和δ18O与降水量进行线性回归分析和显著性检验得到以下的公式：
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(2) |
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式中, P为降水量, 单位为mm.因气象站损坏, 收集的20场降水中2017年8月29日的降水量无数据, 所以公式中的n为19.式(2)和(3)中的R2值分别为0.18和0.11, 降水量与降水δD和δ18O值的线性关系中都未表现出“降水量效应”, 也未通过显著性差异检验.因为实验收集的是次降水, 更易受到如大气稳定性, 湿度等气象因素的影响[39], 与李廷勇等[39]的研究不太一样, 其结论为有较弱的“降水量效应”.可能是因为在中梁山收集的降水样本在寄送的过程中存在不同程度的影响, 某些降水氢氧同位素数据丢失; 本研究选择的时段短, 李廷勇等[39]收集了3 a的降水样本, 更具有代表性.
3.2 土壤水与大气降水稳定同位素关系据研究, 中国西南地区主要受印度洋和太平洋上季风影响[40], 但是水汽从海洋输送到内陆的距离远近不同, 在水汽输送的过程中也会遇到许多不确定因素, 如地形、局部小气候等[23], 不同区域的大气降水线的斜率和截距相对于全球降水线有不同程度的偏差.根据收集的20场降水建立本研究区的大气降水线(LMWL)：δD=7.58δ18O+11.46 (R2=0.98, n=20), 与本区他人研究有所不同[30, 31], 但研究区土壤水δD和δ18O还是分布在该区大气降水线周围(图 4), 土壤δD和δ18O值的变化趋势与降水类似, 降水的δD和δ18O与土壤水δD和δ18O之间存在很强的线性关系(R2=0.98), 加之研究区地下水埋藏深, 说明大气降水是该地区土壤水的主要补给来源, 但土壤水δD和δ18O线性关系的斜率略大于降水(δD=7.58δ18O+11.46)的斜率, 造成此现象的原因可能是：降水渗透到土壤中, 不同土地利用方式下有不同程度的植被覆盖度, 减少土壤水蒸发分馏损失, 而降水主要在雨季高温时期收集, 增加了其分馏损失的几率.也可能由于使用简易装置收集土壤水的方法, 简易装置只能在托盘上方的土壤饱和时收集渗滤液, 因此, 一旦托盘上的土壤完全或部分饱和, 特别是优先流动将更容易滴入托盘, 水滴入托盘后, 托盘上方的空隙会阻断土壤毛细管在蒸发作用下传输土壤水至土壤表层, 减少蒸发分馏损失.综上, 说明在此阶段土壤水与降水相比, 蒸发分馏作用小, 相对稳定.
3.3 土壤水稳定同位素时空分布特征 3.3.1 土壤水稳定同位素时间变化特征土壤水的稳定同位素不仅存在明显的季节变化特征, 在不同的月份也会有很大的变化[21].本研究区5月土壤水稳定同位素值偏正于9月, 与西南地区许多学者的研究一致[33, 41]; 但就5月和9月土壤水稳定同位素和降水稳定同位素均值进行比较与张小娟等[30]在元阳梯田的研究相反.本研究区5月和9月土壤水稳定同位素平均值与降水δD和δ18O的平均值-48.3‰和-7.9‰相比, 5月土壤水稳定同位素组成相对丰富, 9月偏负.降水δD和δ18O值比5月土壤水δD和δ18O值更负, 可能由于测定的土壤水δD和δ18O值是当前降水事件与已经通过蒸发改变的现有土壤水的混合水, 这些土壤水也可能源于不同的时间和空间, 而在理想的状态下降水量大大超过了前期的土壤水分时, 土壤水分的δD和δ18O值可能与入土降水的δD和δ18O值相同, 但在这些样点上未观察到这种可能性; 本区该研究阶段不存在温度效应和降水量效应(P>0.05), 因此高温期降水的δD和δ18O并不一定高于土壤水稳定同位素值.据前人研究发现在雨季来临前冬春季节北碚区降水的氢氧同位素值偏正于雨季[42], 5月土壤水中可能保留前期降水稳定同位素值的痕迹.还可能是由于土壤水样品是按月采集, 降水进入土壤中的收集装置会放置一段时间, 对土壤水样有一定的影响. 9月土壤水δD和δ18O平均值比降水δD和δ18O平均值更负, 因降水δD和δ18O取5~9月平均值, 且9月大气降水稳定同位素值明显降低(图 6), 从而影响土壤水中的稳定同位素值.而9月土壤水δD和δ18O与采样前的降水δD和δ18O(-101.2‰和-14.9‰)比较, 与5月类似即降水稳定同位素更负.
3.3.2 土壤水稳定同位素空间分布特征在西南地区Yang等[22]利用半方差法和高斯模型对灌木坡土壤水δD的空间分布特征进行了详细的研究, 发现土壤水δD水平分布无显著差异, 具有较弱的空间依赖性, 与当地降水δD关系密切.邢丹等[33]研究黔西北石漠化桑园土壤水稳定同位素时空分布特征发现其空间分布无显著差异.本研究区土壤水稳定同位素的分布特征也无显著差异, 但也有一定的特征.
水平方向上, 0~15 cm处土壤水δ18O值波动较大, 15~45 cm处土壤水δ18O与浅层相比变幅小且相对稳定. 2017年5月, 3种不同土地利用方式下0~15 cm和15~45 cm这两个层次的土壤水δ18O偏正于9月对应层次土壤水δ18O值, 9月份土壤水δ18O成为研究期间最小值.主要原因可能是由于降水δ18O季节变化所致, 9月降水δ18O月平均值-12.9‰比5月降水δ18O月平均值-6.4‰偏负(图 8).因为大气降水是该区土壤水主要的补给来源, 降水的稳定同位素值在某种程度上影响土壤水稳定同位素值.由表 1可知在0~15 cm和15~45 cm土壤深度上, 林地土壤水δ18O波动最小, 草地次之, 耕地波动幅度稍大.可能是不同植被类型蒸腾作用决定其需水量, 影响其下伏土壤水分入渗方式.林地植被覆盖度大, 冠层在阻挡降水补给的同时, 林下温度较低会减少林下蒸发, 与草地和耕地相比受人类活动影响小, 外界条件相对一致.经研究发现林地样地间土质相对一致, 砂粒和黏粒所占比例相似(未发表数据).草地的植被覆盖度居于林地和耕地之间, 受外界降水补给和蒸发影响相对较大, 所以土壤水稳定同位素值也有一定的波动.耕地受人类农事活动扰动大, 各样本点受不同程度的扰动导致土壤空隙增大, 更易受外界环境条件影响, 如蒸发作用和降水作用.
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图 8 降水量和降水δ18O分布 Fig. 8 Amount of precipitation and precipitation δ18O distribution map |
垂直方向上, 与Yang等[22]的研究基本一致, 5月土壤水稳定同位素呈垂直递减趋势, 9月以垂直递增为主.蒸发的净效应是在土壤表面附近富集重同位素. 5月3种土地利用方式基本显示了上部0~15 cm土壤水分δ18O的增加, 表明蒸发发生.因为蒸发始于土壤大气界面, 逐渐向下运动, 表层的土壤水δ18O值比深层δ18O值更为偏正[34].然而, 这些浓缩趋势可能由于几个过程的结果而发生, 包括蒸发、降水的同位素组成的变化和新旧水的混合.虽然蒸发得到广泛认可, 但笔者认为, 降水量输入和混合中同位素组成的变化也是控制这些地点土壤水分同位素组成的重要因素.实际上, 由于降水, 已经证实上层土壤中存在偏负的稳定同位素[34, 43].水从土壤向大气的扩散不断地被频繁的降水补给中断, 土壤上层水域的连续混合将会导致这些值偏负. 9月取样前经历了连续的降水事件, 从而导致耕地和林地浅层(0~15 cm)土壤水δ18O偏负, 草地表层土壤水δ18O偏正可能是植被覆盖度小, 温度升高快促进蒸发所致.
4 结论(1) 中梁山岩溶槽谷区2017年5~9月大气降水线(LMWL)方程：δD=7.58δ18O+11.46 (R2=0.98, n=20), 斜率小于全球降水线, 截距略高, 说明在此期间当地大气降水线受本地小气候影响大.
(2) 3种不同土地利用方式(耕地、草地和林地)下, 土壤水δD和δ18O的变化范围为：-106.8‰~-8.4‰和-15.1‰~-2.2‰, 土壤水δD和δ18O分布在大气降水线周围.
(3) 3种不同土地利用方式(耕地、草地和林地)下, 5月土壤水氢氧同位素线性关系：δD5=6.06δ18O+5.72 (R2=0.91, n=20), 9月：δD9=5.73δ18O-13.79 (R2=0.88, n=19); 5月土壤水δD和δ18O方程的斜率和截距大于9月, 说明9月土壤水δD和δ18O的分馏效应略大于5月.土壤水δD和δ18O呈现与降水有相同的变化, 5月偏重, 9月偏轻.
(4) 岩溶槽谷区0~15 cm处土壤水δ18O值波动较大, 15~45 cm处土壤水δ18O与浅层相比则变幅较小相对稳定.林地土壤水δ18O波动最小, 草地次之, 耕地波动幅度稍大.经单因素方差分析各样地之间土壤水δ18O并无显著差异.
(5) 土壤水稳定同位素随土壤深度呈梯度变化, 5月耕地、草地和林地土壤水稳定同位素均以垂直递减为主, 9月耕地和林地以垂直递增趋势为主, 草地以递减的趋势为主.蒸发的净效应是在土壤表面附近富集重同位素, 导致表层的土壤水δ18O值比深层δ18O值更为偏正.由于降水, 水从土壤向大气的扩散不断地被频繁的降水补给中断, 土壤上层水域的连续混合将会导致这些值偏负.
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