玛纳斯河流域土壤水稳定同位素特征及运移机制

李雅琴，李发东，*，张秋英，乔云峰，李俊峰，田超，KHASANOV Sayidjakhon，李艳红，何新林

（1.石河子大学水利建筑工程学院，新疆 石河子 832000；2.中国环境科学研究院，北京 100012；3.中国科学院地理科学与资源研究所，北京 100101；4.山东禹城农田生态系统国家野外科学观测研究站，山东 禹城 251200；5.中国科学院大学资源与环境学院，北京 100190；6.新疆师范大学地理科学与旅游学院，乌鲁木齐 830054）

水资源是农业必不可少的资源之一，近年来，工业、农业和城市化快速发展导致水资源需求日益增加[1]。在我国干旱的内陆盆地（如西北地区），年蒸发量远大于年降水量，沙漠分布广，水文资源时空分布不均匀[2]。土壤水是干旱区水资源重要组成部分，是联系降水、地下水、地表水和植被水的纽带，也是影响区域水循环的重要环节，对局部地区水分平衡具有重要作用[3-4]。同时土壤水会影响土壤中空气、温度、氧化还原状况以及盐分和养分的积累、运移过程及形态[5-6]。然而，当前我国土壤环境状况总体不容乐观，土壤水污染问题日益突出，成为社会关注焦点。因此，我国已提出多项政策来解决土壤环境污染问题，比如严格控制新增土壤污染范围、开展土壤污染治理与修复、出台土壤环境保护法等。同时，一些新技术也应用其中，如使用同位素技术进行污染物示踪研究，将不同污染来源和性质作相应划分[7]，然后通过同位素模型实现分析，得到比较精确的结果[8-9]。

近年来，利用稳定同位素方法来揭示水体运移过程的研究相对较多，水稳定同位素分析方法在水科学领域得到广泛应用[10]。利用水同位素标记特性，可以有效示踪水循环[11]、揭示降雨径流关系、获取水体来源，从而揭示各种水体形成原因[12]、储存条件及水循环过程等[13]。稳定同位素方法的优点在于可以探究土壤水分运移规律，进而揭示流域[14]尤其是干旱区的水文循环过程[15]；其缺点在于测定时易受到样品部位、颗粒度等干扰[16]，需要可靠的样品前期处理技术[17]。在稳定同位素测定中，样品易受到空气污染，导致测定结果出现偏差[18]。有研究通过同位素示踪来揭示降水水汽输送过程中δD 和δ18O 值的组成特征[18]。双同位素分析法可用来追踪土壤水中硝酸盐污染来源及运移过程，探讨不同影响因素下硝酸盐污染过程与机理[19]。通过对不同地域泉水、河道和井水不同部位的氢氧稳定同位素的测定，可有效分析水的时空分布和变化趋势。此外，学者们利用稳定同位素方法探讨和分析了地下水补给过程、地下水成因[20-23]、水蒸发量[24]以及不同剖面土壤水运移过程[25]等，并取得了较多成果。

玛纳斯河流域是西北干旱地区重要绿洲灌溉区，是典型干旱半干旱绿洲，水资源短缺是该流域面临的主要问题[26]。目前，众多学者主要针对玛纳斯河流域水同位素季节性特征及大气降水线[27]，应用氢氧稳定同位素方法研究地下水的补给来源，通过对比垂直方向土壤水、地下水和植物茎干水中δD 和δ18O 值，判断干旱区植物水分来源。在平原绿洲地区，氢氧稳定同位素参与水分循环过程，可据此揭示绿洲各种水体间水分转化关系[28]。膜下滴灌是有效的节水灌溉技术，在新疆农田中广泛使用，其优点有节水、抑制盐分等。有学者将土壤采样数据与模型模拟相结合，得出膜下滴灌条件下土壤水分运移规律[29]。虽然目前针对玛纳斯河流域地表水与地下水转化关系及补给方式的研究较为充分，但有关玛纳斯河流域农田水分运移过程的研究较少。

本研究以新疆玛纳斯河流域膜下滴灌农田生态系统为研究对象，通过对不同深度土壤剖面进行分层采样，使用稳定水同位素方法探讨长时间膜下滴灌条件下土壤水分入渗的影响因素，从而解析土壤水分动态运移过程、土壤水分来源以及分层状况。研究结果可为合理利用干旱区水资源与生态环境保护提供参考依据。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

本研究在玛纳斯河流域进行，玛纳斯河流域总面积为34 050 km2[30]。玛纳斯河发源于天山北坡的伊连哈比尔尕山脉，汇集清水河等10 条支流，流域水源补给以高山降水为主，融雪径流、降雨径流等多种径流并存[31]。玛纳斯河流域位于干旱区，属温带大陆性气候，蒸发量和降水量相差较大。玛纳斯河流域为干旱区典型山盆结构，从南到北依次为上游山区、中游绿洲区和下游荒漠区。流域内以玛纳斯河为主要河流，其径流量约占总径流量的58%。该河流贯穿了山地-绿洲-荒漠三大系统，地表过程复杂。玛纳斯河山前平原多年平均降水量为105～250 mm，地势东南高、西北低，海拔最高5 242.5 m，最低256.0 m。终年积雪分布在海拔3 600 m 以上，冰川面积1 037.68 km2。玛纳斯河灌区包括石河子灌区、下野地灌区和莫索湾灌区。玛纳斯河流域基本采用膜下滴灌形式，种植作物有小麦、大枣、棉花等，施肥以氮肥为主。

1.2 研究方法

1.2.1 试验设计与样品采集

根据水文地质情况，在玛纳斯河流域进行调查采样（图1）。在采样区域内根据水文地质情况沿土壤剖面垂直方向进行采样，从灌溉位置、土壤分层、垂直方向和空间尺度4 个方面展开，采样路线分为A 线和B 线。山区、山前、平原、荒漠各有6 个采样点。为了保证数据可靠性，采样点主要集中在上游、中游、下游种植棉花的灌溉农田内，每处棉田选取5 个采样小点，分别位于棉花株左右两侧和地膜边缘处，各采样点间距为15 cm（图2）。其中，采样小点2距离滴灌带最近，因此点2 的土壤会受较多的灌溉水的补给。采样小点3 位于棉花植株中心，此处采样土壤富含较多的营养元素。采样小点4与小点2以棉花植株为基准对称分布，采样小点1与采样小点5对称，为探究土壤水运移过程，将每个采样点土壤剖面分为7层，分别为0～5、5～10、10～20、20～40、40～60、60～80、80～100 cm。

图1 采样点分布图Figure 1 Distribution of sampling points

图2 采样点示意图Figure 2 Schematic diagram of sampling points

所有土壤样品以当地土地利用类型进行划分，包括山区、山前、平原、荒漠等地形地貌，可以较好反映出土壤水稳定同位素变化情况，之后进行土壤水同位素值的测定。

1.2.2 样品分析

使用土钻（直径10 cm）对土壤进行分层取样，研究区域土壤高盐高钙，需进行前期处理。前期处理方法为真空抽提，抽提出水分进行后期测定，所用仪器为LI-2100 全自动真空冷凝抽提系统。真空抽提后，在实验室进行稳定同位素δD 和δ18O 值测定，所用仪器为LGR 液态水同位素分析仪（IWA-45EP），其自动注入器可以保证仪器全自动进样，从而降低人工用进样针取水样时交叉污染所引发的记忆效应，以免影响样品测量精度[32]。为减少记忆效应，舍弃前两次结果，最终结果取平均值。采用LWIA Post Analysis 软件进行统计分析并计算平均值、最大值、最小值、标准偏差。

2 结果与分析

2.1 土壤水同位素组成特征

δ18O 和δD 同位素组成特征见表1 和表2。不同土层深度的土壤水同位素值各有不同，最浅层0～5 cm 处δ18O 变化范围为-7.71‰～-0.19‰，δD 变化范围为-93.67‰～-25.64‰。随土层深度增加，同位素值呈减小趋势，最深层80～100 cm 处，δ18O 变化范围为-7.54‰～-2.40‰，δD变化范围为-89.96‰～-56.72‰。深层土壤中会存在地下水补给的情况，但由于地下水常年存在于地下深层，其水分迁移的过程不如浅层灌溉水活跃，δ18O值变化范围逐渐变小。

表1 δ18O同位素组成特征Table 1 Isotopic composition of δ18O

表2 δD同位素组成特征Table 2 Isotopic composition of δD

由图3 可知，研究区内各层土壤水同位素丰度各异，不同采样点同位素值分布较集中。靠近土壤表层土壤水同位素值最大，为-0.19‰。各采样点δ18O值随土壤深度变化趋势基本相同，即随土层深度增加，δ18O 值逐渐降低，5 cm 和10 cm 土壤同位素值降低趋势明显，深层土壤降低趋势缓慢，变化最明显处位于山区0～30 cm 土层，平均值差值为4.04‰，表明越靠近地表同位素越富集。A 线、B 线山区60～80 cm 处δ18O 值增加明显，为正值，其余均为负值，20～40 cm 处是最小值，为-7.08‰。垂直方向δ18O 平均值在-5.40‰～-3.07‰之间，标准差在1.08‰～1.48‰之间。

图3 不同土地利用类型对应土壤剖面δ18O同位素分布特征Figure 3 δ18O isotope distribution characteristics of soil profile corresponding to different land use types

土壤表层受降水补给作用影响明显，土层深度增加，补给作用逐渐减弱。由图3 可知，随土层深度增加，各个采样点同位素值趋势基本保持一致，呈现出减小趋势。土壤水普遍会受到蒸发作用、旧水和新水混合等因素影响，导致δ18O值分布复杂。

2.2 不同采样灌溉位置土壤水δ18O特征

由图4 可知，在相同采样深度下，每个采样小点δ18O 值也具有差异，B 线的δ18O 值普遍低于A 线。0～5 cm 处是采样点最大值，最小值则主要集中在20～40 cm土层。由此可知，随土层深度增加，土壤水受到地下水补给影响减弱，土壤水同位素值变化程度愈加微弱。

图4 不同采样点土壤水同位素分布Figure 4 Isotopic distribution of soil water at different points

2.3 土壤分层情况和不同深度同位素特征

各个土层土壤含水率不同，表明其同位素的组成存在差异。由表1可知，20～40 cm 处土壤水同位素含量显著高于其他土层。结合同位素结果，可以将土层分为三组：0～10、10～40、40～100 cm，在此基础上对灌溉区土壤水运移过程进行分析。

由图5 可知，随土层深度增加，土壤水同位素值逐渐减小。与δ18O 相比，δD 变化范围较大。不同采样深度的δD 与δ18O 的拟合方程不尽相同，但均为显著线性关系。在土壤表层0～5 cm 处，δD 与δ18O 土壤水线为δD=5.26δ18O-36.50（R2=0.39），研究区大气降水线为δD=7.03δ18O+2.27（R2=0.87），中国大气降水线为δD=7.9δ18O+8.2。即0～5 cm 土壤水线的斜率和截距均小于研究区和中国的大气降水线。

图5 不同深度土壤中δD-δ18O同位素组成特征Figure 5 Isotopic composition of δD-δ18O in soils at different depths

图6 箭头指向为土壤浅层到深层土壤水稳定同位素变化趋势。随着采样深度增加，δD 值逐渐减小，δ18O 值逐渐增大，但在80～100 cm 处，δD 值增大，而δ18O 值减小。对于80～100 cm 深度土壤，δD 与δ18O 线性拟合方程为δD=5.45δ18O-48.80（R2=0.66），该深度范围内土壤水线斜率大于表层土壤水线斜率。

图6 不同深度土壤中δD-δ18O同位素演变特征Figure 6 Evolution of δD-δ18O isotopes in soils at different depths

3 讨论

3.1 土壤水垂直方向运移与同位素示踪

在干旱半干旱地区，土壤含水率普遍较低[33]。农田灌溉会对土壤水分分布造成影响，随深度的增加各层土壤含水率逐渐增大。棉田土壤水分动态波动较大，受补给和排泄的影响，在单次灌水和强降雨后土壤含水率有较明显的波动，在土壤蒸发及植物蒸腾作用下土壤含水率逐渐降低。由图5可知，0～10 cm浅层土壤，由于强烈蒸发作用影响，离表层土壤越近，体积含水率越低，且易被降雨和浇灌影响，含水率波动较大。而深层土壤水受单次灌溉和降雨影响较小，土壤含水率相对浅层土壤较稳定，且土壤体积含水率显著高于浅层土壤。浅层土壤稳定同位素富集程度较深层土壤有所降低，表明表层土壤水分更易受到蒸发作用影响。

该地区农田灌溉主要抽取地下水，地下水被抽取后，形成灌溉用地表水，而部分地表水受该地区强烈蒸发作用影响，稳定同位素富集严重（图7）。地下水经过灌溉进入土壤形成土壤水后，稳定同位素同样发生严重分馏，覆膜并没有阻止分馏发生。土壤水的稳定同位素结果表明这是多次灌溉水混合的结果，这也与该区域覆膜棉花少量多次灌溉的作业过程相符。

图7 地下水、地表水、土壤水关系图Figure 7 The relationship of groundwater，surface water and soil water

图3 中A 线山区δ18O 和δD 值有明显增加现象。因研究区位于干旱区，土壤含水率非常低，在接受灌溉时，灌溉水在入渗过程中转化为土壤水，在重力作用下向下迁移，在80～100 cm 采样最深处，一部分入渗的土壤水和地下水结合，导致同位素富集。

在土壤水同位素组成研究中，不同深度土壤所测得δ18O 与δD 值组成呈显著线性回归关系，变化较小[34]。本研究农田以种植棉花为主，同位素组成较为复杂，线性关系反映较少，10～40 cm土层δ18O和δD有明显富集（表1）。由图5 可知，0～5 cm 处土壤水线斜率和截距均小于研究区和中国大气降水线，表明0～5 cm 土壤表层受灌溉水补给和土壤水分蒸发共同作用，导致同位素在土壤表层富集，使土壤水线斜率和截距均减小。土壤深层土壤水线斜率和截距虽小于研究区大气降水线，但程度不及土壤表层，其原因为随土层深度增加，蒸发作用愈发减弱，土壤温度、湿度变化不显著，加之灌溉水补给方式多样，存在天山积雪融水，其同位素值较低，所以同位素分馏程度低，同位素值较土壤表层贫化。受地表土壤水分蒸发作用影响，土壤深层同位素富集。

从土壤表层到60 cm 处，蒸发作用强烈，但随土层深度增加，作用逐渐减弱，同位素值逐渐增加。由于土壤水在下渗过程中与不同类型土壤水分发生结合，迁移程度减弱。玛纳斯河流域为干旱区，土质坚硬，灌溉水来源形式多样，在部分土壤周围环境中存在岩石层，使这部分同位素几乎不发生分馏，60～80、80～100 cm 处趋势减小；其次，玛纳斯河流域降雨量偏小，地下水主要由山区积雪融水补给，导致δ18O 值较贫化，这是多种作用混合的结果。

本研究中，随土层深度增加，土壤水同位素值逐渐减小（图3）。影响土壤水中稳定同位素变化的因素主要有大气降水中稳定同位素、土壤蒸发作用、土壤水分地下运动过程等。本研究区内气候特点为降水量和蒸发量相差较大，从低纬度向高纬度进行采样，沿途灌溉区周边植物环境和土壤条件不尽相同。采样点海拔均在300 m 以上，最高海拔567 m，随海拔高度增加，同位素值逐渐减小。

3.2 稳定同位素水平空间分布与影响因素

研究区域从绿洲过渡到沙漠边缘。绿洲δD值和δ18O 值明显低于沙漠边缘地区，说明在接近沙漠地区土壤水分出现强烈蒸发效应[35]。采样位置δ18O 值变化极其微弱（图4），其原因一是各采样小点分布距离较近，土壤水环境有相似部分；二是采样深度都位于覆膜下方，与不覆膜相比，覆膜内环境发生变化，采样点相距较近，其水分迁移程度相似。

各采样点在浅层土壤变化趋势较大，这是受外部因素影响所致，降水也会作为灌溉水进入土壤，降水量大导致一部分水未进行蒸发便发生入渗，当蒸发作用强烈时，浅层同位素会发生严重分馏。

根据不同地貌类型氘盈余（d-excess）分析结果（图8），氘盈余值变化范围为-38.27‰～-20.97‰。氘盈余会受水汽源地温度、相对湿度、蒸发作用等影响，山区温度较低，蒸发作用较弱，氘盈余值较高。山前温度、湿度较高，蒸发作用强烈，氘盈余值降低，达到最低值。研究区极为干旱，灌溉水在灌溉过程中因蒸发作用而损失，覆膜并没有减弱蒸发分馏，导致氘盈余值均为负值，土壤水同位素表现为富集。虽然采样点采用膜下滴灌，但因河流沿线地理位置、高程不尽相同，氘盈余值所呈现的变化趋势也不同。

图8 氘盈余（d-excess）水平空间分布图Figure 8 Horizontal spatial distribution of d-excess

4 结论

针对干旱区农田生态系统水分层贡献问题，本研究探讨了玛纳斯河流域δD 和δ18O 水平和垂直方向运移过程，得出如下结论：

（1）玛纳斯河流域绿洲区灌溉方式为滴灌，灌溉水以天山积雪融水为主，稳定同位素值较为贫化。长期进行膜下滴灌导致水运移过程发生改变，深层土壤受地下水补给作用影响同位素保持贫化特征，而浅层土壤受强烈蒸发作用影响同位素表现为严重富集特征。表层土壤δD 和δ18O 值随土层深度增加而明显减小，深层土壤变化趋缓，表明表层土壤蒸发作用强烈，深层土壤受蒸发作用影响较弱。

（2）土壤水同位素值因长期受膜下滴灌影响，土壤水分迁移过程发生改变。灌溉区采用膜下滴灌方式，部分水汽附着在薄膜表面形成水珠，增大膜下土壤含水率。不同土层深度所反映的线性拟合方程有差异，且同位素值线性拟合方程斜率和截距随土层深度增加而逐渐减小。

（3）不同地貌类型氘盈余表现为：山区A线最高，为-20.97‰，主要是因为蒸发作用较弱；山前地区A线最低，为-38.27‰，其原因主要是蒸发作用强烈。