于靜潔,李亞飛,*

1 中國(guó)科學(xué)院地理科學(xué)與資源研究所 陸地水循環(huán)及地表過(guò)程重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,北京 100101 2 中國(guó)科學(xué)院大學(xué),北京 100049

穩(wěn)定氫氧同位素技術(shù)因被應(yīng)用于研究植物水分來(lái)源時(shí)具有較高的靈敏度和準(zhǔn)確性,并且優(yōu)于對(duì)植物具有破壞性的根系調(diào)查法,因而成為生態(tài)水文研究的一種常用手段[1- 2],特別是被廣泛運(yùn)用于干旱區(qū)生態(tài)水文研究[3- 10]。植物根系從土壤中吸收水分并運(yùn)輸?shù)侥举|(zhì)部的過(guò)程不發(fā)生氫氧同位素分餾[11],這為從水源混合體中區(qū)分出植物的水分來(lái)源提供了理論前提；生態(tài)系統(tǒng)中不同水源的氫氧同位素組成存在廣泛差異,是從水源混合體中區(qū)分出各水源貢獻(xiàn)率的前提條件[11]。

穩(wěn)定氫氧同位素技術(shù)還可用于定量植物水分來(lái)源,以及研究植物水分來(lái)源的動(dòng)態(tài)變化,如利用穩(wěn)定氫氧同位素可以示蹤不同群落類型中植物對(duì)各水源依賴程度的動(dòng)態(tài)變化規(guī)律[1,12- 13]。但基于穩(wěn)定氫氧同位素技術(shù)定量植物水分來(lái)源,其結(jié)果仍有較大的不確定性[14],如：多水源植物水分來(lái)源定量無(wú)法得到各水源貢獻(xiàn)率的唯一解[15]；水源的交互作用即“生態(tài)水文聯(lián)系”所造成的水源氫氧同位素組成較為接近[16],植物木質(zhì)部水分的同位素相對(duì)于水源的同位素組成存在滯后性等[17]。

本文對(duì)利用穩(wěn)定氫氧同位素技術(shù)定量植物水分來(lái)源研究中存在的導(dǎo)致定量結(jié)果不確定性的一些因素進(jìn)行分析整理,并以已有研究成果為例舉證說(shuō)明,以期為今后利用穩(wěn)定氫氧同位素定量植物水分來(lái)源研究的改進(jìn)提供參考。

1 利用穩(wěn)定氫氧同位素定量植物水分來(lái)源的原理

植物從土壤中吸收水分,而土壤水由降水、河水、地下水等水源補(bǔ)給。植物根系從土壤中吸收水分并運(yùn)輸?shù)侥举|(zhì)部的過(guò)程,不發(fā)生氫氧同位素分餾,以及自然界不同水源的氫氧同位素組成存在廣泛差異,為利用穩(wěn)定氫氧同位素技術(shù)從水源混合體中區(qū)分出各水源的貢獻(xiàn)率提供了前提條件[11]。

利用穩(wěn)定氫氧同位素確定植物水分來(lái)源的基本原理為：以植物木質(zhì)部水分的氫氧同位素比率為基準(zhǔn),尋找與其氫氧同位素比率相近的土壤水所處層位,該層位即為植物的主要吸水層位[1,15]；各潛在水源補(bǔ)給土壤水后,若沒(méi)有發(fā)生明顯的氫氧同位素分餾,潛在水源混合體的氫氧同位素比率便等同于其所補(bǔ)給的對(duì)應(yīng)土壤層位土壤水的氫氧同位素比率。

自然界水樣中的氫氧同位素比率通常采用δ值來(lái)表示：

(1)

式中,δsample是樣品的氫(或氧)的同位素組成(‰),Rsample是樣品中氫(或氧)的重同位素和輕同位素豐度之比(2H/1H或18O/16O),Rstandard是維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海水(Vienna Standard Mean Ocean Water, V-SMOW)中氫(或氧)的重同位素和輕同位素豐度之比(2H/1H或18O/16O)。

獲取水分氫氧同位素比率值的常用方法是：周期性采集植物木質(zhì)部和土壤樣品并抽提獲取水分樣品、以及采集降水、河水、地下水等潛在水源樣品,經(jīng)過(guò)濾后利用液態(tài)水同位素分析儀獲取各水分樣品的δ18O、δ2H值。

植物吸收土壤水的層位為連續(xù)變量,在實(shí)際定量植物水分來(lái)源時(shí),可將土壤層概化為若干層,每一層視為植物的一個(gè)水源。假設(shè)δ18OP(δ2HP)為植物木質(zhì)部水分的δ18O (δ2H)值；δ18OSi(δ2HSi)為某i層土壤水的δ18O (δ2H)值,則某i層土壤水對(duì)植物水分的貢獻(xiàn)率fi計(jì)算公式如下：

(2)

假設(shè)δ18OWj(δ2HWj)為某j種潛在水源的δ18O (δ2H)值,則某j種潛在水源(降水、河水或地下水)對(duì)某i層土壤水的貢獻(xiàn)率fij的計(jì)算公式如下：

(3)

“某i土壤水對(duì)植物水分的貢獻(xiàn)率fi”和“某j種潛在水源對(duì)某i層土壤水貢獻(xiàn)率fij”相乘,同類別潛在水源的比例相加,即為某j種潛在水源對(duì)植物的貢獻(xiàn)率,計(jì)算公式如下：

(4)

在計(jì)算植物水分來(lái)源前,首先要確定植物有幾個(gè)水源,然后決定采用什么樣的方法進(jìn)行計(jì)算(圖1)。

圖1 植物水分來(lái)源計(jì)算方法判斷流程圖Fig.1 The flow chart of determining the methods of calculating plat water sources

假設(shè)植物有兩種潛在水源a、b,潛在水源的氫氧同位素比率分別為δ18Oa、δ18Ob(和δ2Ha、δ2Hb,在此以δ18O為例),潛在水源的貢獻(xiàn)率分別為fa、fb,則可建立方程組：

(5)

據(jù)此,潛在水源a、b的貢獻(xiàn)率求解公式分別如下：

(6)

假設(shè)植物有三種潛在水源a、b、c,潛在水源的氫氧同位素比率分別為δ18Oa、δ18Ob、δ18Oc(和δ2Ha、δ2Hb、δ2Hc),潛在水源的貢獻(xiàn)率分別為fa、fb、fc,則可建立方程組：

(7)

據(jù)此,潛在水源a、b、c的貢獻(xiàn)率求解公式分別如下：

當(dāng)植物水源為3個(gè)以上時(shí),δ2H和δ18O所建立的方程組顯然無(wú)法得到各水源貢獻(xiàn)率的精確解[14]。IsoSource線性模型[18]和MixSir貝葉斯模型[19]即是解決3個(gè)以上水源的植物水分來(lái)源問(wèn)題,通過(guò)混合模型得到多組可能解,以統(tǒng)計(jì)值(如平均值等)反映植物水分來(lái)源特征(圖2所示,圖中所展示數(shù)據(jù)來(lái)源于文獻(xiàn)[20])。

(8)

圖2 利用IsoSource線性混合模型計(jì)算3個(gè)以上水源的植物水分來(lái)源示意圖Fig.2 The schematic figure of calculating the plant water sources from more than three sources with the linear-mixed model called “IsoSource”圖中所展示數(shù)據(jù)來(lái)源于文獻(xiàn)[20]; 橫軸表示某種水源的貢獻(xiàn)百分比,縱軸表示在對(duì)應(yīng)的貢獻(xiàn)百分比上各水源出現(xiàn)的次數(shù); IsoSource模型見(jiàn)網(wǎng)址: https://www.epa.gov/eco-research/stable-isotope-mixing-models-estimating-source-proportions

2 利用穩(wěn)定氫氧同位素定量植物水分來(lái)源的不確定性因素

2.1 植物吸收水分的滯后性

植物根系吸收水分并將其運(yùn)送到木質(zhì)部,需要一定的時(shí)間,因此植物根系周?chē)耐寥浪枰?jīng)歷一段時(shí)間后才能在植物木質(zhì)部中被檢測(cè)到(圖3),如：草本植物弗州草莓Fragariavirginiana根系周?chē)乃殖霈F(xiàn)在木質(zhì)部水分中,需要1—1.5 h；灌木山胡椒Linderabenzoin根系周?chē)乃殖霈F(xiàn)在木質(zhì)部中,需要7.5—11 h；而喬木異葉椴Tiliaheterophylla根系周?chē)乃殖霈F(xiàn)在木質(zhì)部中,需要30—37 h ；即植物吸收水分存在滯后性[17]。

在定量植物水分來(lái)源時(shí),研究者們通常會(huì)同步采集植物木質(zhì)部水分樣品、土壤樣品,以及降水、河水和地下水樣品[9,16,21]。但事實(shí)上,水源的補(bǔ)給需要一定的時(shí)間(圖3),不論是降水、河水、地下水補(bǔ)給土壤水的過(guò)程,還是土壤水被植物吸收利用的過(guò)程。植物吸收水分的滯后性,決定了“利用穩(wěn)定氫氧同位素技術(shù)研究植物水分來(lái)源”的時(shí)間尺度不能太短,即樣本周期至少要長(zhǎng)于植物吸水的滯后時(shí)間。因此在研究植物水分來(lái)源定量問(wèn)題前,首先應(yīng)研究植物水分利用的滯后性問(wèn)題,弄清楚各水源補(bǔ)給的滯后周期,可提高定量結(jié)果準(zhǔn)確性。

圖3 某種水源的標(biāo)記同位素出現(xiàn)在植物木質(zhì)部水分中的歷時(shí)(即水源補(bǔ)給滯后性)Fig.3 The duration that the marked isotopes of a water source occured in the xylem water of a plant數(shù)據(jù)來(lái)源于文獻(xiàn)[17], 研究區(qū)位于美國(guó)紐約州伊薩卡島(Ithaca, New York, USA, 42°26′N(xiāo), 76°30′E)

2.2 水源氫氧同位素的動(dòng)態(tài)變化

2.2.1 水源氫氧同位素的季節(jié)性變化

通常研究植物水分來(lái)源時(shí),以同步采集的潛在水源同位素值作為水源同位素值進(jìn)行定量計(jì)算,有時(shí)也采用時(shí)段平均值作為水源的同位素代表值[9,16,21- 23]。但事實(shí)上,各潛在水源因來(lái)源和季節(jié)因素的影響等,存在動(dòng)態(tài)變化[16,24]。如在我國(guó)西北地區(qū)的黑河流域,主要由降水補(bǔ)給的河水,其氫氧同位素比率會(huì)有顯著的季節(jié)性特征,表現(xiàn)為夏季偏富集,冬季偏貧化的特點(diǎn)[25]；但當(dāng)河水來(lái)源于上游的地下水、冰雪融水等時(shí),河水的氫氧同位素比率又表現(xiàn)為另一種規(guī)律,如來(lái)自于冰雪融水的河水同位素偏貧化,來(lái)自于上游地下水出流的河水同位素偏富集等(圖4)。地下水同位素也存在一定的動(dòng)態(tài)變化,地下水補(bǔ)給源的不同會(huì)導(dǎo)致其氫氧同位素值變化,尤其是越流補(bǔ)給水量較大,可能導(dǎo)致地下水同位素波動(dòng)較大[26]。

因此在定量植物水分來(lái)源時(shí),不能盲目以同步水源同位素值或時(shí)段平均值帶入模型計(jì)算,而要通過(guò)大量連續(xù)采集水源樣品進(jìn)行同位素測(cè)試,分析其水源的同位素比率變化規(guī)律。

圖4 水源δ18O動(dòng)態(tài)變化Fig.4 The dynamics of δ18O of the water sources (a) 黑河下游額濟(jì)納三角洲(99°30′—102°00′E, 40°20′—42°30′N(xiāo))河水, 數(shù)據(jù)來(lái)源于文獻(xiàn)[26]; (b) 黑河流域(98°—101°30′E,38°—42°N)不同來(lái)源的河水,數(shù)據(jù)來(lái)源于文獻(xiàn)[25]; VSMOW：維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海水(Vienna Standard Mean Ocean Water)

2.2.2 混合作用對(duì)水源氫氧同位素的影響

自然界水循環(huán)過(guò)程中的分餾和混合作用導(dǎo)致河水、降水、地下水等具有不同的氫氧同位素比率,這為從水源混合體中區(qū)分出各水源貢獻(xiàn)率提供了前提條件[3]。而河岸帶河水和地下水的交互作用頻繁,可能導(dǎo)致河水、地下水的氫氧同位素比率呈現(xiàn)不同的動(dòng)態(tài)變化特征。例如在我國(guó)西北干旱區(qū)黑河下游的額濟(jì)納三角洲河岸帶地區(qū)(圖5),河水、地下水的氫氧同位素比率非常接近,導(dǎo)致在定量河岸帶植物水分來(lái)源時(shí),并無(wú)法從植物木質(zhì)部水分這一水源混合體中區(qū)分出河水和地下水的貢獻(xiàn)率[26]。而位于濕潤(rùn)區(qū)的太湖沿岸(圖6),地下水保持相對(duì)穩(wěn)定的狀態(tài),而河水可能因其來(lái)源不同導(dǎo)致同位素值發(fā)生季節(jié)性變化。

圖5 黑河下游的額濟(jì)納三角洲河水、地下水氧同位素比率Fig.5 The δ18O of the river water and ground water in the Ejina Delta in the lower reaches of Heihe River(a)我國(guó)西北干旱區(qū)黑河下游額濟(jì)納三角洲(多年平均降水量為36mm,多年平均入境地表徑流量為5.50億m3)河岸帶(99°30′—102°00′E, 40°20′—42°30′N(xiāo))河水、地下水δ18O,根據(jù)文獻(xiàn)[26]修改；(b) 研究區(qū)地理位置及樣點(diǎn)分布: S1—S5(樣點(diǎn)1—5)

圖6 太湖流域西側(cè)殷村港河氧同位素比率 Fig.6 The δ18O of the river water and groundwater in the Yincungang River我國(guó)亞熱帶濕潤(rùn)季風(fēng)區(qū)長(zhǎng)江三角洲太湖流域西側(cè)殷村港河(多年平均降水量1100—1400mm,多年平均徑流量22.99億m3)的河岸帶(31°27′22″N, 120°00′18″E)河水、地下水δ18O, 根據(jù)文獻(xiàn)[16]修改

2.2.3 蒸發(fā)作用對(duì)水源氫氧同位素的影響

在干旱區(qū),特別是極端干旱區(qū),淺根系植物主要吸收利用降水補(bǔ)給的淺層土壤水。而降水補(bǔ)給土壤水后,水分的氫氧同位素比率在強(qiáng)烈的蒸發(fā)作用下發(fā)生顯著富集,使得降水、植物木質(zhì)部水分的氫氧同位素比率出現(xiàn)不一致(圖7),導(dǎo)致無(wú)法追溯淺根系植物的潛在水分來(lái)源；特別是在極端干旱區(qū),有時(shí)淺層土壤含水量較低,無(wú)法獲取有效的水分進(jìn)行同位素測(cè)試,因而有時(shí)無(wú)法獲得土壤水的氫氧同位素比率,這更加大了追溯植物潛在水分來(lái)源的難度。

圖7 降水與淺根系植物苦豆子(Sophora alopecuroides)木質(zhì)部水分的δ18O值對(duì)比Fig.7 The comparison of the δ18O from precipitation and the xylem water of shallow-rooted Sophora alopecuroides研究區(qū)位于中國(guó)西北干旱區(qū)黑河下游額濟(jì)納三角洲(99°30′—102°00′E, 40°20′—42°30′N(xiāo))

3 討論與結(jié)論

穩(wěn)定氫氧同位素技術(shù)被廣泛運(yùn)用于植物水分來(lái)源的研究,其理論假設(shè)為“植物水分被根系吸收并向木質(zhì)部運(yùn)輸過(guò)程中不發(fā)生氫氧同位素分餾”。生態(tài)系統(tǒng)中不同水源的氫氧同位素組成差異為從水源混合體中區(qū)分出各水源的貢獻(xiàn)率提供了前提條件,但在實(shí)際應(yīng)用過(guò)程中,存在諸多挑戰(zhàn),導(dǎo)致利用穩(wěn)定氫氧同位素技術(shù)定量植物水分來(lái)源的結(jié)果具有較大的不確定性。

目前利用穩(wěn)定氫氧同位素定量植物水分來(lái)源存在的主要挑戰(zhàn)主要包括植物吸收水分的滯后性和水源的同位素動(dòng)態(tài)變化導(dǎo)致定量結(jié)果的不確定性,而氫氧同位素比率的動(dòng)態(tài)變化包括水源氫氧同位素比率的季節(jié)性變化、混合作用對(duì)水源同位素的影響、以及蒸發(fā)作用對(duì)水源同位素的影響等。植物吸收水分的滯后性在不同種植物間存在較大的差別,在研究植物水分來(lái)源的動(dòng)態(tài)變化時(shí),采樣周期的設(shè)定要考慮到植物吸水的滯后性,即采樣周期不能短于水源同位素出現(xiàn)在植物木質(zhì)部水分內(nèi)的時(shí)間；水源同位素的季節(jié)性變化可以通過(guò)連續(xù)采樣或在線監(jiān)測(cè),獲取完整的水源同位素變化規(guī)律,為定量植物水分來(lái)源提供依據(jù)；水源的混合作用在河岸帶地區(qū)較為強(qiáng)烈,導(dǎo)致地下水與河水的同位素較為接近,無(wú)法通過(guò)穩(wěn)定氫氧同位素技術(shù)定量植物的水分來(lái)源,需要尋求新的手段,如引入氫氧同位素之外的其他同位素、DNA標(biāo)記等手段實(shí)現(xiàn)植物水分來(lái)源定量；蒸發(fā)作用導(dǎo)致植物木質(zhì)部水分同位素與潛在水源同位素組成存在顯著差異,而無(wú)法追溯潛在水源貢獻(xiàn)率,需尋求新的技術(shù)來(lái)定量植物水分來(lái)源。