地下水灌溉對華北平原農田土壤碳庫轉化影響

敦 宇, 許嘉文, 白雪山, 禤映雪, 曹英杰, 靳瀟銳, 趙玉川, 武 超

1.中國地質科學院水文地質環境地質研究所, 河北 石家莊 050061

2.中國地質調查局， 河北省地下水污染機理與修復重點實驗室, 河北 石家莊 050061

3.中山大學環境科學與工程學院, 廣東 廣州 510006

4.廣東省環境污染控制與修復技術重點實驗室, 廣東 廣州 510006

5.河北省地質環境監測院, 河北 石家莊 050022

全球土壤碳儲量為1 200～2 000 Gt[1]，其中農田生態系統土壤碳儲量約占全球陸地總儲量的10%[2]. 受人類活動影響，農田生態系統碳庫是全球碳庫中最活躍的部分，對全球碳循環有重要貢獻[3-4]. 土壤碳庫由有機碳庫和無機碳庫兩部分組成，在氣候條件控制下二者比例呈現出明顯的地域性特征. 其中，濕潤地區土壤有機碳(SOC)含量較高；而干旱、半干旱地區土壤無機碳(SIC)含量較高，是SOC的1～9倍[5]，并成為大氣CO2的潛在來源[6]. SIC主要以碳酸鹽礦物形式存在，如碳酸鈣(CaCO3)和碳酸鎂(MgCO3)等. 根據形成過程可以進一步將碳酸鹽劃分為原生性碳酸鹽(lithogenic inorganic carbonates, LIC)和次生性碳酸鹽(pedogenic inorganic carbonates, PIC). LIC主要來源于土壤母質. 自然條件下PIC主要來源于根系和微生物呼吸作用產生的碳酸鹽沉淀以及LIC風化后再沉淀[7-8]，而人類活動影響劇烈的農田土壤中，翻耕、灌溉和施肥等農田管理措施則顯著影響了PIC的形成及轉化過程. 其中，作為維持我國旱地農業產量的基本農田管理措施[9]，灌溉造成含大量溶解性無機碳(DIC)的地下水經蒸發濃縮沉淀形成PIC，改變了土壤碳庫組成及循環過程. 因此，開展地下水灌溉區土壤碳庫組成的空間分布及來源解析研究對理解農業土壤碳循環具有重要意義.

目前關于土壤碳庫的研究多集中于農田及草原生態系統土壤碳的剖面特征、儲量和空間分布等[10-13]，針對土壤碳庫來源解析的相關研究則較為薄弱. 穩定碳同位素技術在土壤碳源解析及碳庫轉化示蹤方面具有較大優勢. 受同位素分餾作用的影響，不同碳源具有顯著的碳同位素組成(δ13C)差異，成為判別來源重要的“指紋”特征[14]. 其中，SOC的δ13C值可以有效區分C3植物(δ13C≈-27‰)[15]和C4植物(δ13C≈-12‰)的有機碳來源[16]. SIC的δ13C值則可用于區分LIC及PIC來源：LIC的δ13C值接近0‰，PIC的δ13C值則偏負[17]，并與水中DIC碳同位素存在相關關系. 由此可見，在地下水灌溉區，基于δ13C值可以有效判斷SIC的來源，確定灌溉對SIC的影響及貢獻比[18].

華北平原是我國重要的糧食產區，過去40年中約有75%的農田采用地下水灌溉[19]，高強度地下水灌溉引起了土壤碳庫變化[20]. 高堿度地下水[21]經蒸發濃縮作用導致CaCO3沉淀形成PIC，改變了土壤碳庫組成，成為土壤碳庫的重要來源. 地下水長期灌溉、施肥和高密度種植等措施在使得糧食產量顯著提升的同時，SOC含量也在增加[22]. SOC通過土壤呼吸作用產生CO2而損失，從而間接影響土壤碳循環[23]. 據此，該研究選取華北平原不同灌溉條件下的土壤剖面展開研究，通過分析SOC及SIC含量的剖面分布及儲量特征，結合穩定碳同位素示蹤技術，開展農田生態系統SOC和SIC的來源解析研究，定量評估地下水灌溉對土壤碳庫的貢獻. 在區域尺度上了解灌溉對農田土壤碳庫循環的作用機制，對研究人類活動對土壤碳庫的影響具有重要意義.

1 材料與方法

1.1 研究區概況及樣品采集

華北平原屬暖溫帶半濕潤季風氣候區，年均氣溫為12.5～13.1 ℃，年均降水量為534 mm，70%的降水集中在7—9月. 采樣點平均海拔約為50 m，土壤質地為砂質壤土，主要種植小麥、玉米和其他經濟作物. 為對比不同灌溉條件下土壤碳庫的變化情況，分別選取無灌溉背景區、低灌溉定額區(平均灌溉量140～160 m3/a)及高灌溉定額區(平均灌溉量220～240 m3/a)布設采樣點. 采樣點基本信息如表1所示.

表1 采樣點基本信息

土壤剖面采樣深度為0～700 cm，使用沖擊鉆分別采取0～20、30～50、50～70、80～100、100～120、130～150、150～170、180～200、200～250、250～300、300～350、350～400、400～450、450～500、500～600和600～700 cm不同深度共80個土壤樣品. 采取的土樣除去植物根系和石塊，現場使用聚乙烯密封袋封裝，帶回實驗室風干，充分混合后過2 mm篩(部分指標測定過0.15 mm篩)，于聚乙烯密封袋中室溫保存，以供試驗分析. 采取至不同深度時，采用敲擊式螺旋鉆加裝可安放環刀的鉆頭，采取土壤環刀樣品，用于后續土壤容重分析.

1.2 樣品測定

1.2.1土壤基本理化指標

采用螺旋式環刀鉆頭在指定深度采取土壤環刀樣品，用于分析土壤干容重(環刀法). 將土壤環刀樣品在105 ℃烘箱中烘干至恒質量，稱量樣品，并根據式(1)計算：

BD=m/V

(1)

式中：BD為土壤干容重，g/cm3；m為烘干后土壤樣品質量，g；V為環刀體積，cm3.

1.2.2土壤碳含量及同位素特征

土壤總碳(soil total carbon，STC)、SOC及SIC含量測定：取0.03 g過0.15 mm篩的土樣以及0.03 g助燃劑(V2O5)于錫杯中，用元素分析儀(Elemental Analyzer，Thermo Scientific，USA)測定STC含量. 取0.5 g過0.15 mm篩的土樣加入經500 ℃灼燒后的玻璃試管，加入20 mL 0.5 mol/L的HCl，搖勻振蕩1 h，靜置12 h以除去無機碳. 加入去離子水，3 000 r/min 下離心5 min，多次清洗多余HCl，直到溶液呈中性. 回收土壤樣品冷凍干燥，取0.03 g采用元素分析儀測定SOC含量. 根據質量守恒原理,計算STC與SOC含量之差得到SIC含量.

土壤有機碳同位素(δ13CSOC)測定：取上述酸化處理后的土樣0.03 g，采用EA-IRMS(Thermo Scientific，USA)測定δ13CSOC.

土壤無機碳同位素(δ13CSIC)測定：采用磷酸法，取0.03 g過0.15 mm篩的土樣于氣密進樣管中，利用氦氣吹掃排除剩余空氣，注入1 mL 100%濃磷酸，使土樣完全浸沒在磷酸中. 在100 ℃下，磷酸與無機碳反應完全生成CO2，采用Gasbench-IRMS(Thermo Scientific，USA)測定δ13CSIC.

測量結果取3次平行樣的平均值表示.

1.3 數據分析及處理

1.3.1土壤碳密度及碳儲量

SOC和SIC密度分別由式(2)計算：

PSOC/SIC=Ci×DBi

(2)

式中：PSOC為SOC密度，kg/m3；PSIC為SIC密度，kg/m3；Ci為SOC和SIC在土壤第i層的含量，g/kg；DBi為土壤容重，g/cm3.

SOC和SIC儲量的計算方法分別見式(3)：

(3)

式中：SSOC為SOC儲量，kg/hm2；SSIC為SIC儲量，kg/hm2；Ei為第i層的土壤深度，cm；n為土層數.

1.3.2LIC和PIC比例計算

利用端元混合模型計算SIC不同來源的貢獻比，其中無灌溉背景區無機碳來源比例計算如式(4)所示：

(4)

式中：α、β分別為有機碳轉化的次生碳酸鹽及土壤母質的原生碳酸鹽所占比例，α1+β1=1；δ13CSIC為某層土壤無機碳的δ13C值，‰；δ13CLIC為土壤母質原生碳酸鹽的δ13C，農業上砂質壤土為-0.04‰[24]；δ13CPIC-SOC為有機碳轉化的次生碳酸鹽的δ13C值，根據文獻[25-26]利用擴散模型研究發現該值比土壤CO2的δ13C值(約為-19.00‰[27])約高10.7‰，故該研究取值約為-8.22‰.

灌溉區無機碳來源比例計算方法：

(5)

式中：γ為地下水灌溉蒸發濃縮沉淀產生的次生碳酸鹽所占比例,α2+β2+γ2=1；δ13CPIC-DIC為灌溉水蒸發濃縮DIC沉淀后的δ13C值，根據室內利用采樣區地下水蒸發濃縮試驗獲得，約為-3.60‰.

1.3.3統計分析

采用SPSS 22.0軟件進行相關分析和方差分析，顯著性水平α=0.05; 采用Origin 2016軟件繪圖.

2 結果與討論

圖1 各采樣點SOC和SIC含量垂向剖面分布特征

2.1 土壤碳含量及同位素特征

2.1.1土壤碳含量的垂向分布特征

由圖1可見，灌溉區表層(0～20 cm)SOC含量顯著高于無灌溉背景區，其余深度不存在顯著差異. SIC含量整體呈現高灌溉區>低灌溉區>無灌溉背景區的變化趨勢. 在0～100 cm處，灌溉區SIC含量較無灌溉背景區低，而在100～300 cm處灌溉區SIC含量顯著升高. 具體而言，無灌溉背景區SOC含量變化范圍為1.4～7.3 g/kg，低灌溉定額區為1.1～16.6 g/kg，高灌溉定額區為1.0～14.8 g/kg. 對于SIC含量，無灌溉背景區為4.3～15.7 g/kg，低灌溉定額區為1.1～16.6 g/kg，高灌溉定額區為1.0～14.8 g/kg.

圖2 各采樣點δ13C的剖面垂向分布特征

從垂向剖面分布上看，灌溉區SOC含量隨深度的增加呈單調遞減趨勢，但在無灌溉背景區變化不明顯. 具體而言，灌溉區SOC含量呈現表層(0～20 cm)高、隨后下降并趨于穩定的現象，其在0～100 cm處顯著高于無灌溉背景區. 但在200～300 cm處，無灌溉背景區SOC含量較灌溉區高. 對于SIC含量，灌溉區均與無灌溉背景區變化趨勢相反. 具體而言，0～100 cm處，灌溉區與無灌溉背景區SIC含量變化趨勢相似，在100～300 cm處高灌溉定額區的SIC含量顯著升高，低灌溉定額區升高較為平緩，無灌溉背景區則有所降低.

2.1.2土壤有機及無機碳同位素的垂向分布特征

灌溉區和無灌溉背景區土壤剖面δ13CSOC和δ13CSIC的垂向變化特征如圖2所示. 總體而言，灌溉區與無灌溉背景區δ13CSOC的變化范圍無顯著差異，無灌溉背景區土壤剖面中δ13CSOC的變化范圍為-25.38‰～-21.87‰，低灌溉定額區為-25.35‰～-21.22‰，高灌溉定額區為-25.86‰～-20.88‰. 對于δ13CSIC，無灌溉背景區為-7.11‰～-2.23‰，低灌溉定額區為-4.39‰～-2.02‰，高灌溉定額區為-4.23‰～-2.44‰. 土壤深度100～300 cm處無灌溉背景區和灌溉區δ13CSIC存在顯著差異，無灌溉背景區在100～300 cm處δ13CSIC接近-7.00‰，較灌溉區偏負.

灌溉區與無灌溉背景區土壤剖面δ13CSOC的垂直變化特征存在差異. 灌溉區δ13CSOC均隨深度的增加呈單調遞減趨勢，無灌溉背景區δ13CSOC則在100～300 cm處出現高值. 進一步地，在0～100 cm處，高灌溉定額區δ13CSOC高于低灌溉定額區與無灌溉背景區，隨后灌溉區δ13CSOC值下降；在100～300 cm處，無灌溉背景區中δ13CSOC值偏正，高于灌溉區. 就SIC而言，灌溉區δ13CSIC的垂向變化并不明顯. 無灌溉背景區δ13CSIC則在100～300 cm處顯著降低. 具體而言，100～300 cm處，無灌溉背景區的δ13CSIC出現明顯的低值區，為-7.22‰～-6.47‰，遠低于灌溉區.

圖3 各采樣點及背景點SOC及SIC儲量

注： ** 表示在0.01水平上顯著相關；*表示在0.05水平上顯著相關. a、b、c表示方差分析的分組結果.

2.2 土壤碳儲量及密度變化

研究[25-27]表明，農田生態系統中灌溉會對土壤碳庫產生影響，并間接影響CO2的產生與排放. 就SOC碳儲量而言(見圖3)，高低灌溉定額區與無灌溉背景區之間差異不明顯，SOC儲量為16.0～20.0 kg/hm2. 這與已有研究得到灌溉對半濕潤區的SOC儲量基本無影響的結果[28-30]一致. 在半濕潤區，水分對植物生長的限制不明顯或者受其他因素影響抵消了灌溉對SOC的影響. 在SIC儲量方面，灌溉區與無灌溉背景區存在顯著差異，表現為高灌溉定額區>低灌溉定額區>無灌溉背景區. 其中，高灌溉定額區SIC儲量為75.6～84.3 kg/hm2，是無灌溉背景區的1.7～1.9倍. 在堿性土壤環境下，一方面，灌溉水蒸發濃縮導致CaCO3沉淀；另一方面，灌溉水入滲造成SIC垂向遷移，導致深層SIC明顯增加[31]. 高低灌溉區的土壤無機碳密度在深度100～300 cm處較其他深度有所增加(見圖4)，表明灌溉的淋濾作用導致土壤SIC的垂向再分布[30]. 由圖3可知，高灌溉區SIC儲量顯著高于低灌溉區，前者為后者的1.6～1.9倍，即灌溉定額對SIC儲量有一定影響. 進一步對比發現，SIC儲量是SOC儲量的2～4倍，地下水灌溉成為影響土壤SIC儲量的重要因素. 這與灌溉能夠明顯增加土壤碳庫中無機碳儲量的研究結果[32]一致.

在有機碳方面，無灌溉背景區土壤剖面中的SOC密度范圍為1.9～9.6 kg/m3，其在100～200 cm處有所增加. 低灌溉定額區SOC密度為1.7～25.3 kg/m3，高灌溉定額區為1.6～20.7 kg/m3，二者在0～100 cm處均急劇下降，隨后趨于穩定，與無灌溉背景區變化趨勢不同. 在100～300 cm處，高灌溉定額區SOC密度(1.9～7.1 kg/m3)高于低灌溉定額區(1.9～4.2 kg/m3). 在垂直剖面上SOC密度的變化是自然因素和人為因素共同作用結果，受植被類型、微生物活動和人類農業耕作、灌溉等影響[33-35]. 由圖4可見，高、低灌溉定額區之間SOC密度隨深度變化的差異不明顯，而灌溉區與無灌溉背景區則在100～300 cm處存在顯著差異(p<0.01).

圖5 灌溉區與無灌溉背景區的碳含量及δ13C值相關性分析

在無機碳方面(見圖4)，無灌溉背景區土壤剖面SIC密度范圍為4.3～15.7 kg/m3，在100～300 cm處顯著降低. 低灌溉定額區SIC密度為4.7～22.5 kg/m3，高灌溉定額區為4.4～26.1 kg/m3，二者在100～300 cm處均有所增加，與無灌溉背景區變化趨勢不同. 由此可見，高、低灌溉定額區與無灌溉背景區之間在100～300 cm處SIC含量存在顯著差異(p<0.01)，表現為低灌溉定額區>高灌溉定額區>無灌溉背景區的趨勢. 因此，灌溉區土壤碳庫增加主要歸因于SIC的變化.

以往關于土壤碳庫的研究都集中在表層(0～20 cm)土壤，而對更深的土壤剖面關注較少[36-39]，導致無法全面和科學地評估土壤剖面碳庫變化[40]. 顯然，地下水灌溉程度對土壤有機碳密度變化范圍的影響較小，這與SOC密度變化及其輸入土壤的機理一致[41]. 表層(0～20 cm)土壤由于受地表枯枝落葉、根系以及微生物活動的影響，有機質來源豐富，輸入量大于損耗量，使得SOC密度較高. 隨著土壤深度增加，有機質輸入量在降低的同時，土壤微生物活動也會導致有機質分解，SOC在向下遷移過程中被損耗，因此灌溉區SOC密度呈現隨深度增加而降低的趨勢. 灌溉對土壤碳庫的影響主要體現在100～300 cm處SIC的變化中,這與目前“100～300 cm處有較高SIC密度”的研究結果[37]相一致. 灌溉區與無灌溉背景區在SOC密度上的差異性主要體現在100～300 cm處. 在100～300 cm深度范圍內，無灌溉背景區中的SIC密度較灌溉區有所增加. 這可能是由淋濾過程中SIC向下遷移以及微生物活動造成的[42]，高灌溉水量加上強微生物活動可能導致碳酸氫鹽幾乎完全浸出，從而影響著SIC的垂直分布. 在300～700 cm處，由于缺乏植物和人類活動的影響，灌溉區與無灌溉背景區SIC密度均無顯著差異. 與無灌溉背景區相比，更多的碳酸鹽在深層土層中沉淀形成，因此地下水灌溉對土壤碳庫密度產生一定影響.

2.3 灌溉條件下有機及無機碳庫的相關關系

土壤無機碳庫由LIC和PIC組成. 其中，PIC的形成與LIC溶解沉淀平衡、SOC分解[18]以及灌溉地下水DIC沉淀密切相關. SOC分解轉化主要是通過SOC-CO2-SIC系統發生[43]. 圖5(a)顯示，除去SOC含量為14.0～16.0 g/kg的3個采樣點外，其余數據表明，灌溉區SOC與SIC含量無顯著相關關系，即灌溉區SOC轉化對SIC庫的影響不明顯(R2=0.08). 然而，無灌溉背景區中SOC與SIC含量存在顯著負相關關系(R2=0.51)，說明無灌溉背景區中SOC的轉化對SIC有一定影響. 據此可知，地下水灌溉使得SOC與SIC含量之間無明顯負相關性，即地下水灌溉是PIC形成的主控過程. 與無灌溉背景區相比，灌溉區的SOC儲量變化不明顯，而SIC儲量增加了70.0%～90.0%，因此，灌溉區SIC的累積，主要源自地下水灌溉輸入PIC. 無灌溉背景區代表的是自然降雨淋濾作用下，原生性碳酸鹽的溶解沉淀以及土壤有機碳的轉化，用于與地下水灌溉區對比探討地下水灌溉對農田土壤PIC形成的影響. 進一步地，δ13CSOC與δ13CSIC的相關性分析(見圖5)表明，δ13CSOC與δ13CSIC呈顯著負相關(p<0.01)，且灌溉區(R2=0.11)的負相關性較無灌溉背景區(R2=0.38)弱，進一步表明地下水灌溉使得SOC轉化對SIC的影響減弱.

2.4 灌溉條件下土壤碳庫來源解析

圖6顯示，無灌溉背景區δ13CSOC與SOC密度呈正相關(p<0.01). SOC密度升高，δ13CSOC偏正，說明有機質分解過程中同位素分餾效應并不是主導，隨著成土時間延長，有機質中13C相對虧損的組分已基本分解殆盡. 灌溉區在0～100 cm處SOC密度與δ13CSOC呈負相關(p<0.05)，表明隨著有機質轉化過程的進行，CO2排放導致δ13CSOC偏正. 在100～700 cm處，有機質轉化過程緩慢，且同位素偏正的SOC開始轉化. 研究表明，C3植物中δ13CSOC值比C4植物偏負，可用于追蹤C3/C4植被類型的變化[44]. 據此，該研究中C3植物在土樣中占主導地位. 無灌溉背景區δ13CSIC與SIC密度呈顯著正相關(p<0.01)，灌溉區則表現為無顯著相關(見圖6). 在無灌溉背景區中，僅有微生物活動及地面枯枝落葉等有機質分解產生CO2，其中一部分進入土壤中從而導致100～300 cm處δ13C偏負. 地下水灌溉區δ13CSIC整體較無灌溉背景區數值偏正，說明地下水灌溉促進碳酸鹽形成過程中，CO2排放導致δ13C偏正.

基于端元混合模型的源解析結果(見圖7)顯示：無灌溉背景區無機碳碳同位素基本繼承了土壤母質碳酸鹽同位素特征，無灌溉背景區無機碳以LIC為主，占比為74.2%～89.4%. 灌溉區土壤δ13CSIC與灌溉水源蒸發濃縮后δ13C(-5.00 ‰～-3.00‰)基本一致. 在灌溉區土壤SIC中，地下水來源PIC的占比為74.0%～89.8%，遠高于LIC源與SOC轉化源的貢獻，進一步證明SIC主要來源為灌溉地下水蒸發過程中次生碳酸鹽沉淀[20,45-46]. 對比而言，無灌溉背景區中LIC源和SOC轉化源占比分別為74.2%～89.4%和10.6%～25.8%，遠高于灌溉區. 概括而言，無灌溉背景區PIC主要來自原生性碳酸鹽，灌溉區PIC的累積則主要歸功于地下水灌溉.

圖6 灌溉區與無灌溉背景區的δ13C值與碳密度相關性分析

圖7 土壤剖面不同深度無機碳庫來源解析

3 結論

a) 地下水灌溉對SOC和SIC的儲量及密度存在不同的影響. 整體而言，研究區SIC儲量較大，是SOC儲量的2～4倍. 地下水灌溉對SOC儲量的影響不顯著，但會初始SIC儲量顯著增加，并表現為無灌溉背景區<低灌溉定額區<高灌溉定額區的趨勢. 其中，高灌溉定額區SIC儲量為75.6～84.3 kg/hm2，是無灌溉背景區的1.7～1.9倍. 對不同深度土壤碳密度的研究表明，灌溉區在100～300 cm處的碳密度與無灌溉背景區存在顯著差異，說明灌溉區SIC的垂向再分配現象較為明顯.

b) 灌溉區中SOC和SIC相關關系較弱，無灌溉背景區二者則具有較為顯著的相關性. 由此表明，長期地下水灌溉導致土壤碳循環機制發生改變，次生碳酸鹽沉淀取代SOC轉化過程，成為灌溉區SIC累積的主要原因.

c) 土壤碳庫源解析表明，灌溉區SOC主要源自于C3植物源，SIC則以地下水蒸發濃縮碳次生碳酸鹽沉淀來源為主，占比為74.0%～89.8%. 無灌溉背景區SIC主要來自原生性碳酸鹽分解與再沉淀以及有機碳轉化輸入. 總體而言，地下水灌溉對華北平原土壤碳庫尤其是SIC造成了較大影響.