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摘要
为研究黑河下游额济纳三角洲典型河岸带植物胡杨(Populus euphratica)和多枝柽柳(Tamarix ramosissima)的水分来源及其时空变化特征, 于2015-2016年植物生长期在额济纳东、西河沿岸选取8处样点, 分别采集胡杨和多枝柽柳木质部、土壤以及降水、河水、地下水样品, 分析测试获取各样品的氧稳定同位素比率(δ18O), 并利用氧同位素直接对比法确定植物主要吸水层位, 利用IsoSource线性混合模型确定胡杨和多枝柽柳水分来源构成及比例。研究表明: 河水和地下水为胡杨和多枝柽柳的主要补给水源, 降水补给因雨水少且入渗浅可忽略不计; 胡杨和多枝柽柳吸收土壤水的层位因地下水位波动、土壤物理特性、河水对土壤水的侧向补给及漫溢补给等存在较大的空间差异, 但其利用河水和地下水的比例未见明显空间差异; 胡杨更多地利用河水(68%), 而多枝柽柳更多地利用地下水(65%); 植物水分来源对生态输水工程响应敏感, 河水贡献率在输水期增大至84%和48%, 非输水期下降至63%和30%, 地下水贡献率在输水期下降至16%和52%, 非输水期增大至37%和70%。值得指出的是, 河岸带地下水与河水交互作用强烈, 导致地下水与河水的δ18O较为接近, 使得源分解析定量具有不确定性。
关键词：
Abstract
Aims We aim to evaluate the water sources of typical riparian arbor species (Populus euphratica) and shrub species (Tamarix ramosissima), and analyze the spatial and temporal dynamics of plant water source in Ejina Delta, the lower reaches of the Heihe River, China.Methods Eight sampling sites were selected in the riparian zones along the East River and West River in Ejina. The plant xylem water, soil moisture, rainwater, stream water and groundwater were taken and pretreated during the growing season in 2015-2016, and the stable oxygen isotope ratio (δ18O) for each water sample was measured. The δ18O of plant xylem water and soil moisture were compared to estimate the dominant depth of root water uptake, and the linear-mixed model called “IsoSource” were applied to determine plant water sources and quantify their proportions.Important findings This study indicated that the main recharge sources for P. euphratica and T. ramosissima were stream water and groundwater. The contributions of rain water to them was negligible due to the limited amount and the shallow infiltration depth of local rainfall. As affected by groundwater level fluctuation, soil physical properties, as well as lateral and vertical recharge of stream water on soil moisture, the dominant depth of root water uptake spatially varied. However, the relative contributions of stream water or groundwater to plant water sources did not change significantly across space. Populus euphratica used more stream water (68%), while T. ramosissima used more groundwater (65%). Plant water sources were sensitive to environmental flow controls. The contributions of stream water to the water sources of the two species went up to 84% and 48% for P. euphratica and T. ramosissima respectively during the discharge period, but dropped to 63% and 30% during the non-discharge period. On the other hand, the contributions of groundwater decreased to 16% and 52% during the discharge period, but increased to 37% and 70% during non-discharge period. It is noteworthy that the high similarity of δ18O between stream water and groundwater due to extensive water exchange in the riparian zone made increase the uncertain in quantifying plant water sources.
Keywords：
额济纳三角洲位于中国第二大干旱内陆河黑河流域的下游, 降水稀少, 蒸发强烈(Wang et al., 2011)。该地区的植被主要依赖于黑河上、中游下泄来水及其补给的土壤水和地下水(Wei et al., 2012), 因此多沿河流两岸及尾闾湖岸分布(朱军涛等, 2011)。自2000年实施生态输水工程以来, 额济纳三角洲河道过水过程和地下水埋深等发生了很大变化(司建华等, 2013; Wang et al., 2013), 该地区植被, 尤其是河岸带植被得到了恢复(张一驰等, 2011)。已有研究表明, 生长在干旱环境中的植物能随水分条件的变化调整其水分利用策略, 以适应干旱缺水环境(Huxman et al., 2004)。实施生态输水工程后, 河岸带植物如何响应水分利用?对这一问题的科学阐释将有助于评估和改进生态输水方案。进行额济纳三角洲代表性植物的水分来源解析是回答这个问题的前提。
利用氧同位素开展植物水分来源解析, 被公认为一种有效的科研手段。学者们已利用氧同位素在非洲干旱区(Schachtschneider & February, 2010)、美国西南干旱区(Ehleringer et al., 1991; Snyder & Williams, 2000)以及中国西北干旱区(巩国丽等, 2011; 邢星等, 2014)开展了植物水分来源的研究。土壤水分被植物根系吸收并向木质部运输的过程中不发生氧同位素分馏(Ehleringer & Dawson, 1992), 为利用氧同位素研究植物水分来源提供了理论基础。氧同位素亦被应用于额济纳三角洲的植物水分来源研究(褚建民, 2007; 赵良菊等, 2008; 尹力等, 2012; 陈小丽等, 2014), 但因已有研究选取样点单一和未进行连续采样等, 导致我们对“额济纳三角洲生态输水对植物水分来源的影响”问题认识不足, 亟待进行样点加密和生长期的连续采样, 为系统探究植物对水分的利用提供科学依据。
本研究在额济纳三角洲东、西河沿岸选取8个样点, 于植物生长期连续采集代表性植物胡杨(Populus euphratica)和多枝柽柳(Tamarix ramosissima)木质部、土壤以及各水源样品, 利用氧同位素直接对比法和IsoSource线性混合模型, 研究了额济纳三角洲胡杨和多枝柽柳的水分来源及其时空变化规律。研究所获得的胡杨和多枝柽柳对水分的利用以及对水源变化的响应结果, 可丰富干旱区植物水分来源研究, 并为基于绿洲生态保护的生态输水方案制定提供依据。
研究区额济纳三角洲(图1)面积约8 022 km2, 属内陆干燥气候, 年平均气温为9.1 ℃, 极端高温为43.7 ℃, 极端低温为-35.3 ℃; 年降水量为34.5 mm (1961-2014年) (杜朝阳, 2016)。黑河经狼心山水文站入额济纳后, 分为东、西河两大支流。据狼心山水文站1991-2016年实测资料, 生态输水工程实施前(1991-1999年)黑河入额济纳的径流量平均为4.78亿m3·a-1, 实施生态输水工程后(2000-2016年)径流量增至5.88亿m3·a-1 (杜朝阳, 2016)。研究区地下水埋深较浅, 南部为1.0-2.0 m, 中部为2.0-3.5 m, 北部为3.5-8.0 m (Wang et al., 2011)。该地区植被稀疏、种群单一, 以旱生、耐盐碱的荒漠植被为主, 绿洲主要分布于东、西河沿岸和低洼地带, 沿河乔灌木植被主要为胡杨、多枝柽柳等(朱军涛等, 2011)。
考虑到研究区东河与西河沿岸水源条件和土壤物理特性的差异、胡杨和多枝柽柳在河岸带的分布(朱军涛等, 2011)以及采样的便利性, 在东、西河沿岸自上而下设置了8个样点(图1)。每月采样1次, 于2015年7-9月和2016年6-9月采集胡杨和多枝柽柳木质部样品和土壤样品。其中2015年设置了样点E2、E3、E4、E5、E6, 2016年增设样点E1和W1、W2。2015年7月和2016年9月, 在输水期(即狼心山水文站向下放水的时期, 包括2015年7月6日到7月22日和2016年8月22日到11月16日)进行采样, 其余月份采样均在非输水期进行; 样点E3和W1因在输水期被河水淹没, 未采集到对应时段的植物和土壤样品。
图1 研究区位置及样点。图中所标示各地点地理坐标如下: 东风镇大桥(100.55° E, 41.25° N), E1 (100.33° E, 41.04° N), E2 (100.69° E, 41.44° N), E3 (101.07° E, 41.88° N), E4 (101.12° E, 41.99° N), E5 (101.14° E, 42.00° N), E6 (101.09° E, 42.01° N), GW1 (100.79° E, 41.92° N), GW2 (100.91° E, 41.94° N), 狼心山水文站(100.32° E, 41.04° N), W1 (100.44° E, 41.44° N), W2 (100.67° E, 41.92° N)。
Fig. 1 Location of the study area and sampling sites. The coordinates of the sites in the figure are as follows: Dongfeng Town Bridge (100.55° E, 41.25° N), E1 (100.33° E, 41.04° N), E2 (100.69° E, 41.44° N), E3 (101.07° E, 41.88° N), E4 (101.12° E, 41.99° N), E5 (101.14° E, 42.00° N), E6 (101.09° E, 42.01° N), GW1 (100.79° E, 41.92° N), GW2 (100.91° E, 41.94° N), Langxinshan Hydrological Station (100.32° E, 41.04° N), W1 (100.44° E, 41.44° N), W2 (100.67° E, 41.92° N).
在样点附近开展土壤剖面调查并分层采集土壤样品, 利用激光粒度仪进行土壤粒径分级; 采用美国农业部土壤分级标准进行土壤质地分类, 结果如表1所示。土壤质地作为分层采集土壤样品的依据, 在现场采样时依据实时土壤含水量的变化加密分层采样。土壤样品采集的最大深度为饱和土壤层上边界, 采集2个重复样。部分较干表层的土壤未采集。
同步采集样点内胡杨和多枝柽柳木质部样品, 采集部位为植株阳面第一个分支, 在此部位截取5 cm长的木栓化枝条, 去除其韧皮部, 保留其木质部; 采集4个重复样品。土壤和植物样品采集后, 迅速装入20 mL螺纹玻璃瓶, 拧紧瓶盖, 并用帕拉膜密封缝隙处, 在-10 ℃下冷冻保存。
同步采集浅层地下水样品, 采集位置除8个样点外, 还包括距离西河10 km的GW1和距离东河13 km的GW2 (图1), 主要是因为样点地下水受河水影响较大, 故将远离河道的GW1和GW2处的地下水, 作为区域地下水本底值(不受河水干扰时的值)。降水与河水样采集时段为2015年6月至2016年9月; 降水样的采集位置为狼心山水文站(图1), 每场降水采集1份样品; 沿东、西河(图1, 狼心山水文站、东风镇大桥、E2、E3、W1、W2处河道)采集河水样, 采样频率在输水期为每天1份样品, 非输水期为每10天1份样品。降水、河水和地下水样品采集后装入50 mL塑料瓶, 拧紧瓶盖, 并用电工胶密封瓶口, 将样品在4 ℃下冷藏贮存。
样点E5 (图1)处的降水量数据和各个埋深(2、4、10、20和40 cm)的土壤体积含水量数据(2015.09.09 00: 00: 00至2015.09.10 00: 00: 00, 数据采集频率为10 min一次, 为全年最大2日降水量所在时段), 从黑河计划数据管理中心获取, 用于验证研究区降水入渗的最大土壤埋深(Liu et al., 2011; Li et al., 2013)。
植物木质部和土壤样品经室内低温真空抽提(全自动真空冷凝抽提系统LI-2100, LICA United, 北京)获取植物木质部水分和土壤水, 与降水、河水、地下水一起经过滤后, 利用液态水同位素分析仪(LGR DLT-100, Los Gatos Research, Los Gatos, USA)分析其样品的氧稳定同位素比率(δ18O); δ18O的测量精度为0.3‰。
式中, δsample是样品的氢(或氧)的同位素组成, Rsample是样品中氢(或氧)的重同位素和轻同位素丰度之比(2H/1H或18O/16O), Rstandard是维也纳标准平均海水(VSMOW)的氢(或氧)的重同位素和轻同位素丰度之比(2H/1H或18O/16O), 其中2H/1H值为0.000 155 76, 18O/16O值为0.002 005 2。
表1 各样点土壤质地剖面
Table 1 Soil textural profiles at each sampling site
| 样点 Sampling site | 土壤埋深 Soil depth (cm) | 土壤质地 Soil texture | 样点 Sampling site | 土壤埋深 Soil depth (cm) | 土壤质地 Soil texture |
|---|---|---|---|---|---|
| E1 | 0-80 | 砂土 Sand | E5 | 0-50 | 粉壤土 Silt loam |
| 80-85 | 壤质砂土 Loamy sand | 50-100 | 壤土 Loam | ||
| 85-90 | 砂土 Sand | 100-130 | 粉壤土 Silt loam | ||
| 90-100 | 细砂 Fine sand | E6 | 0-30 | 壤质细砂 Loamy fine sand | |
| 100-130 | 砂土 Sand | 30-90 | 细砂 Fine sand | ||
| 130-170 | 细砂 Fine sand | 90-120 | 砂黏土 Sandy clay | ||
| 170-185 | 砂壤土 Sandy loam | 120-160 | 细砂 Fine sand | ||
| 185-200 | 壤质砂土 Loamy sand | 160-180 | 壤土 Loam | ||
| E2 | 0-20 | 壤质细砂 Loamy fine sand | 180-210 | 砂土 Sand | |
| 20-50 | 细砂壤土 Fine sandy loam | 210-230 | 黏土 Clay | ||
| 50-70 | 极细砂壤土 Very fine sandy loam | 230-320 | 细砂 Fine sand | ||
| 70-100 | 粉壤土 Silt loam | W1 | 0-90 | 壤质砂土 Loamy sand | |
| 100-200 | 砂土 Sand | 90-110 | 壤质粗砂 Loamy coarse sand | ||
| E3 | 0-30 | 粉壤土 Silt loam | 110-130 | 砂土 Sand | |
| 30-80 | 细砂壤土 Very fine sandy loam | 130-160 | 粗砂 Coarse sand | ||
| 80-105 | 细砂 Fine sand | 160-210 | 砂土 Sand | ||
| 105-220 | 粗砂 Coarse sand | W2 | 0-60 | 壤质砂土 Loamy sand | |
| E4 | 0-15 | 细砂壤土 Fine sandy loam | 60-80 | 砂土 Sand | |
| 15-60 | 砂壤土 Very fine sandy loam | 80-120 | 粉壤土 Silt loam | ||
| 60-120 | 粉壤土 Silt loam | 120-200 | 砂土 Sand | ||
| 120-170 | 砂土 Sand | 200-210 | 粗砂 Coarse sand | ||
| 210-230 | 壤质砂土 Loamy sand | ||||
| 230-260 | 粗砂 Coarse sand |
植物和土壤样品的氧稳定同位素比率(δ18O)采用经光污染校正后的δ18O值, 校正方法与校正公式参见孟宪菁等(2012); 降水、河水和地下水的δ18O直接采用仪器所测δ18O值。
利用Rstudio软件(https://www.rstudio.com/)进行各层土壤水分δ18O的差异性分析, 若t检验的p ≥ 0.05, 则认为某两层土壤水的δ18O没有差异。依据检验结果合并相似的邻近土壤层, 取合并土壤层的δ18O平均值, 作为合并后土壤层的氧稳定同位素比率(δ18O)值。
植物水分来源的确定采用氧同位素直接对比法和IsoSource线性混合模型法(https://www.epa. gov/eco-research/stable-isotope-mixing-models-estimating-source-proportions)。氧同位素直接对比法用于判定植物吸收水分的土壤层位, 其原理为: 将植物木质部水分的δ18O值与各层土壤水的δ18O值进行比较, 与植物木质部δ18O值较为接近的土壤层即为该植物吸收土壤水的主要层位。IsoSource线性混合模型用于定量各补给水源(降水、河水和地下水)对植物水分的贡献率, 其原理为: 以土壤水为纽带, 根据各层土壤水对植物水分的贡献率和各补给水源对土壤水的贡献率, 得到各补给水源对植物水分的贡献率。具体操作为: 在模型中输入各土壤层水分的δ18O值和植物木质部水分的δ18O值, 计算得到“各土壤层对植物水分所有可能的贡献率组合”; 输入某土壤层水分的δ18O值和各补给水源的δ18O值, 计算得到“各补给水源对某土壤层所有可能的贡献率组合”; 二者统计平均值相乘, 得到“各补给水源对植物水分的贡献率平均值”。模型的参数增量设为1%, 质量平衡公差设为0.01%。
降水的氧稳定同位素比率(δ18O)为-8.89‰ ± 5.74‰ (平均值±标准误差, 下同)(图2A), 河水的δ18O为-6.67‰ ± 1.03‰ (图2B)。 地下水的δ18O为-6.74‰ ± 1.21‰, 但具有空间差异性(表2); 其中各样点处地下水的δ18O为-6.31‰ ± 1.08‰, 距西河10 km的GW1和距东河13 km的GW2处地下水的δ18O为-9.84‰ ± 0.00‰; 各样点位于河岸带, 因此所采集的地下水δ18O波动较大, 且与河水的δ18O较为接近; 远离河道的GW1和GW2处地下水的δ18O较为稳定, 且低于样点处(即河岸带)地下水的δ18O。
图2 研究区降水(A)与河水(B)的氧稳定同位素比率(δ18O)。VSMOW, 维也纳标准平均海水。
Fig. 2 The stable oxygen isotope ratio (δ18O) of rainwater (A) and stream water (B) in the study area. VSMOW, Vienna standard mean ocean water.
表2 研究区地下水的氧稳定同位素比率(δ18O)
Table 2 The stable oxygen isotope ratio (δ18O) of groundwater in the study area
| 日期 Date | 样点 Spot | δ18O (‰) | 日期 Date | 样点 Spot | δ18O (‰) |
|---|---|---|---|---|---|
| 2016-5-31 | E1 | -7.39 | 2015-8-16 | E5 | -6.29 |
| 2015-7-22 | E2 | -5.94 | 2015-9-13 | E5 | -6.69 |
| 2015-8-16 | E2 | -5.39 | 2015-8-16 | E6 | -5.56 |
| 2015-9-13 | E2 | -5.60 | 2016-5-29 | E6 | -7.02 |
| 2016-5-31 | E2 | -6.94 | 2015-7-21 | E6 | -6.47 |
| 2015-8-16 | E3 | -5.73 | 2015-9-13 | E6 | -6.12 |
| 2015-9-13 | E3 | -5.57 | 2016-5-31 | GW1 | -9.84 |
| 2016-5-30 | E3 | -6.96 | 2016-5-31 | GW2 | -9.84 |
| 2015-7-19 | E4 | -5.77 | 2016-5-31 | W1 | -5.95 |
| 2015-8-16 | E4 | -7.35 | 2016-5-31 | W2 | -7.08 |
| 2015-9-13 | E4 | -5.22 |
沿土壤剖面, 土壤水的δ18O表现为从上到下贫化的特点, 即表层土壤水同位素富集程度较高, 深层土壤水同位素富集程度较低, δ18O最高可达7.62‰, 最低为-11.77‰ (图3)。样点E3处沿土壤剖
面土壤水的δ18O变化较小, 表层为-4.66‰, 富集程度较其他样点偏低, 与该处土壤接受河水漫溢补给有关。沿土壤剖面土壤水的δ18O变化存在明显转折点, 转折点以上, δ18O从富集到贫化, 变化较大; 转折点以下, δ18O相对较为稳定, 在小幅范围内波动。
各样点所采集胡杨木质部水分的δ18O为-7.30‰ ± 0.08‰, 最小值为-8.22‰, 最大值为-6.57‰; 多枝柽柳木质部水分的δ18O为-8.58‰ ± 0.08‰, 最小值为-9.27‰, 最大值为-7.56‰ (图3)。
图3 各样点土壤植物木质部水分的氧稳定同位素比率(δ18O)。各样点地理坐标见
Fig. 3 The stable oxygen isotope ratio (δ18O) of soil moisture and plant xylem water at each sampling site. The coordinates of each sampling site are the same as in
植物吸收水分的主要土壤层位采用氧同位素直接对比法得出。图3中与胡杨和多枝柽柳木质部水分的δ18O较为接近的土壤层范围, 即为胡杨和多枝柽柳的主要吸水层位(表3)。植物主要吸水层位的下边界为饱和土壤含水层的上边界, 因各样点处的地下水位埋深而异。植物主要吸水层位的上边界平均为100 cm埋深处, 但各样点有所不同: 样点E3的上边界明显较其他样点浅, 主要是因该样点位于河漫滩, 漫溢河水的补给作用远大于蒸发富集作用对浅层土壤水δ18O的影响; 样点W2的上边界明显较其他样点深, 东河沿岸植物吸水层位上边界较西河沿岸浅, 东河中游沿岸(E2)较东河上游沿岸(E1)浅, 东河下游沿岸E6处的上边界明显深于样点E4和E5。植物吸水层位可能受地下水位波动、土壤物理特性、河水侧向补给的渗透系数以及河水漫溢补给等的影响。
表3 各样点胡杨和多枝柽柳的主要吸水层位
Table 3 Dominant soil depths of root water uptake by Populus euphratica and Tamarix ramosissima at each sampling site
| 样点1) Sampling site1) | 植物主要吸水层位 Dominant soil depths of root water uptake 2) (cm) | ||||||
|---|---|---|---|---|---|---|---|
| 2015-7 | 2015-8 | 2015-9 | 2016-6 | 2016-7 | 2016-8 | 2016-9 | |
| E1 | \ | \ | \ | 130-210 | 80-200 | 80-260 | 120-180 |
| E2 | 100-175 | 100-200 | 70-200 | 80-140 | 90-140 | 80-180 | 80-130 |
| E3 | 30-220 | 80-220 | 50-195 | 5-170 | 25-180 | \ | |
| E4 | 60-220 | 60-270 | 60-220 | 100-200 | 110-210 | 110-230 | 100-260 |
| E5 | 50-185 | 50-185 | 50-185 | 90-170 | 75-240 | 90-230 | 110-240 |
| E6 | 80-330 | 115-330 | 115-330 | 140-370 | 140-280 | 115-255 | 100-235 |
| W1 | \ | \ | \ | 100-230 | 110-230 | 90-? | \ |
| W2 | \ | \ | \ | 150-260 | 100-185 | 170-210 | 100-150 |
该研究区植物可能的补给水源包括降水、河水与地下水。深层土壤受河水侧渗补给和地下水垂向补给, 而降水主要补给表层土壤, 且补给的土壤层范围取决于降水入渗的深度。
样点E5土壤体积含水量与降水数据表明: 在降水开始后, 2 cm埋深的土壤含水量最先开始升高, 4 cm和10 cm埋深土壤含水量升高稍有延迟, 且峰值较低; 20 cm埋深的土壤含水量仅在降水末期略有上升; 40 cm埋深的土壤含水量保持稳定(图4)。由此说明, 降水入渗仅补给0-20 cm埋深范围内的土层;
各样点表层土壤质地类似(壤质砂土、粉壤土、砂壤土, 表1), 因此研究区降水入渗最大深度在20 cm范围内; 除样点E3外, 降水入渗最大深度均未达到其余样点处胡杨和多枝柽柳吸收水分的主要土壤层位。因此对该研究区的胡杨和多枝柽柳而言, 降水的补给可忽略不计, 而将河水与地下水作为胡杨和多枝柽柳的主要补给水源, 也即河水与地下水对胡杨和多枝柽柳的水分贡献率之和为100%, 降水贡献率记为0。
图4 样点E5 (101.14° E, 42.00° N)的10 min降水与土壤含水量变化(2015-9-9-2015-9-10)。
Fig. 4 Dynamics of 10-min-gridded precipitation and soil water content at Site E5 (101.14° E, 42.00° N) (2015-9-9-2015-9-10).
利用IsoSource线性混合模型计算河水/地下水对胡杨/多枝柽柳的水分贡献率, 首先需要确定输入模型的河水/地下水的δ18O。考虑到河水补给作用对河岸带地下水δ18O的影响, 以远离河道的GW1和GW2处地下水δ18O值-9.84‰作为供给植物水分的地下水δ18O值代入模型计算。河水的δ18O为-6.67‰ ± 1.03‰ (平均值±标准误差), 分别以河水的“平均值” (-6.67‰)、“(平均值-标准误差)” (-6.67‰ - 1.03‰)和“平均值+标准误差” (-6.67‰ + 1.03‰)作为河水的δ18O值代入模型计算, 得到河水(和地下水)贡献率的平均值以及最大值、最小值。
河水与地下水对胡杨和多枝柽柳的水分贡献率结果如图5所示。河水对胡杨的水分贡献率表现为: 东河(70%)略高于西河(64%); 输水期(2015年7月和2016年9月)河水对东、西河沿岸胡杨贡献率差距较大, 分别为78%和64%; 非输水期差距较小, 分别为66%和64%。东河上(E1)、中(E2)、下游(E3-E6)沿岸河水对胡杨贡献率分别为68%、69%和71%, 输水期分别为85%、82%和86%, 非输水期分别为62%、64%和64%。西河中游沿岸(W1)未采集输水期胡杨样品, 非输水期河水对胡杨贡献率为65%; 西河下游沿岸(W2)输水期和非输水期河水对胡杨贡献率分别为79%和58%。
图5 河水与地下水对胡杨和多枝柽柳的贡献率。误差棒代表最小值和最大值。各样点地理坐标见
Fig. 5 Proportional contribution (%) of stream water and groundwater to the water sources of Populus euphratica and Tamarix ramosissima respectively. Bars indicate the minimum and maximum values. The coordinates of each sampling site are the same as in
河水对多枝柽柳的水分贡献率表现为: 东河沿岸和西河沿岸分别为34%和32%, 非输水期分别为30%和32%; 输水期东河沿岸河水对多枝柽柳贡献率为47%, 西河沿岸未采集到输水期多枝柽柳样品。
地下水对胡杨的水分贡献率则表现为东河(30%)略低于西河(36%), 输水期(东河22%和西河36%)低于非输水期(东河34%和西河36%)。地下水对东河与西河沿岸多枝柽柳的贡献率则分别为66%和68%, 非输水期略高(70%和68%), 输水期略低(东河沿岸为53%, 西河沿岸未采集对应的多枝柽柳样品)。
河水和地下水对胡杨水分的平均贡献率分别为68%和32%, 对多枝柽柳水分的平均贡献率分别为35%和65%, 河水对胡杨的水分贡献率高于多枝柽柳, 地下水对多枝柽柳的水分贡献率高于胡杨。输水期(2015年7月、2016年9月)河水对胡杨的水分贡献率高于平均值(84%), 对多枝柽柳的水分贡献率也高于平均值(48%); 河水对胡杨与多枝柽柳的水分贡献率在输水期增大主要是由输水期间河水补给作用较大所致。非输水期地下水对胡杨和多枝柽柳的水分贡献率低于平均值(分别为37%和70%)。
河岸带地下水与河水的交互作用(Peng et al., 2015), 导致二者的δ18O值非常接近(钱云平等, 2005), 很难将二者区分开来。在进行植物补给水源对植物的水分贡献率计算时, 如直接将河岸带地下水的δ18O值输入IsoSource模型进行补给水源贡献率计算, 会将补给地下水的那部分河水对植物的水分贡献率误计入地下水的贡献率中。本研究在计算植物补给水源时, 以远离河道的地下水δ18O值代入模型, 是因为其相对河岸带地下水而言, 受河水补给影响较小, 且可与河水的δ18O区分开来, 从而定量出河水与地下水的相对贡献率。基于氢氧同位素的植物水分来源定量方法有待通过提高采样代表性和测量精度以及优化模型来改进。
胡杨和多枝柽柳吸收水分的主要土壤层位具有显著的空间差异, 其中一个重要原因是河水的漫溢补给作用。受漫溢河水补给的河岸带, 土壤浅层含水量较高, 因此植物吸水层位相对较浅。如本研究中, 东河下游沿岸样点E3处, 植物主要吸水层位上边界较其他样点浅; 尹力等(2012)在河水漫溢区的研究也表明胡杨和多枝柽柳主要吸水层位最浅可达40 cm埋深。而本研究中未受河水漫溢补给的样点, 植物主要吸水层位相对较深, 陈小丽等(2014)的研究也表明多枝柽柳吸水层位可达200-300 cm埋深。此外, 未受河水漫溢补给的各样点处, 植物吸水层位也存在较大差异, 可能是由地下水位波动、土壤物理特性以及河水侧向补给的渗透系数不同所致。
河水/地下水对植物的平均水分贡献率的空间差异并不显著, 可能是水源补给土壤水的范围, 仍在植物根系吸水范围内所致; 但水源贡献率的值域(即图5中最小值到最大值范围)较大, 主要是因为河水δ18O值波动范围较大。因黑河水可能来自冰雪融水、山区径流或地下径流, 导致入额济纳三角洲的河水δ18O值并不稳定(张应华和仵彦卿, 2007); 而补给土壤水和地下水并被植物吸收利用的河水, 是多次河流来水的混合水源, 不能以单次河水采样结果代表河水的δ18O。因此本研究在进行河水(与地下水)贡献率的定量时, 以河水δ18O的平均值和“平均值±标准误差”输入模型, 得到水源贡献率的平均值和值域。输入模型的河水δ18O取值不同, 也是造成前人对河水和地下水贡献率的定量结果不一致的原因, 如陈小丽等(2014)得到地下水对多枝柽柳的水分贡献率为16.4%, 尹力等(2012)得到地下水对胡杨和多枝柽柳的水分贡献率分别为34.9%和21.2%, 而褚建民(2007)却定性给出胡杨主要利用地下水。
河水对胡杨和多枝柽柳的水分贡献率在输水期增大, 非输水期减小, 但2016年6月初的采样在非输水期进行, 河水对胡杨和多枝柽柳的水分贡献率仍显著高于平均值(分别为75%和38%), 主要得益于冬春季输水对土壤水的补给。冬春季输水补给土壤水后被贮存在土壤中, 而此时气温较低, 植物蒸腾和裸土蒸发均相对较弱, 因此土壤有效含水量较高; 受土壤物理特性限制, 地下水的垂向补给便相对较弱, 贡献率也较河水低。但进入炎热夏季时, 如没有生态输水, 河水的补给作用便相对较弱, 地下水的垂向补给相对增强, 地下水的贡献率也随之增大。由此说明, 冬春季输水有助于提高土壤有效含水量; 夏季输水会导致蒸发耗散增大, 不利于河水利用率的提高。
本研究利用氧同位素直接对比法和IsoSource线性混合模型, 分析计算了额济纳三角洲河岸带胡杨、多枝柽柳的水分来源构成及其时空变化规律, 结果表明: 胡杨主要利用河水, 多枝柽柳主要利用地下水, 但植物对水源的利用因河岸带地下水位波动、土壤物理特性、河水侧渗补给及漫溢补给等, 存在时空差异。河岸带河水/地下水交互作用导致河水与地下水的δ18O值较为接近, 使得主要依靠河流来水的极端干旱区河岸带植被的水分来源定量存在一定的不确定性, 有待通过采样代表性和测试精度的提高以及模型的优化以达到精准定量。生态输水方案的实施不仅要考虑到黑河防汛抗旱和维护黑河下游额济纳绿洲生态环境的需要, 还要从可持续发展角度出发, 合理调控水资源配置, 以提高水资源利用效率。
致谢 感谢阿拉善乌海水文水资源勘测局为本研究提供水文资料, 感谢额济纳旗水务局提供采样支持, 感谢寒区旱区科学数据中心提供样点的降水和土壤含水量数据, 感谢团队成员刘啸、王田野、李蓓在野外采样中给予帮助。
The authors have declared that no competing interests exist.
作者声明没有竞争性利益冲突.
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