地下水灌溉對華北平原農(nóng)田土壤碳庫轉(zhuǎn)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(zhì)科學(xué)院水文地質(zhì)環(huán)境地質(zhì)研究所, 河北 石家莊 050061

2.中國地質(zhì)調(diào)查局， 河北省地下水污染機理與修復(fù)重點實驗室, 河北 石家莊 050061

3.中山大學(xué)環(huán)境科學(xué)與工程學(xué)院, 廣東 廣州 510006

4.廣東省環(huán)境污染控制與修復(fù)技術(shù)重點實驗室, 廣東 廣州 510006

5.河北省地質(zhì)環(huán)境監(jiān)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(nóng)田生態(tài)系統(tǒng)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(nóng)田生態(tài)系統(tǒng)碳庫是全球碳庫中最活躍的部分，對全球碳循環(huán)有重要貢獻(xiàn)[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(xiàn)出明顯的地域性特征. 其中，濕潤地區(qū)土壤有機碳(SOC)含量較高；而干旱、半干旱地區(qū)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(jù)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(zhì). 自然條件下PIC主要來源于根系和微生物呼吸作用產(chǎn)生的碳酸鹽沉淀以及LIC風(fēng)化后再沉淀[7-8]，而人類活動影響劇烈的農(nóng)田土壤中，翻耕、灌溉和施肥等農(nóng)田管理措施則顯著影響了PIC的形成及轉(zhuǎn)化過程. 其中，作為維持我國旱地農(nóng)業(yè)產(chǎn)量的基本農(nóng)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(jīng)蒸發(fā)濃縮沉淀形成PIC，改變了土壤碳庫組成及循環(huán)過程. 因此，開展地下水灌溉區(qū)土壤碳庫組成的空間分布及來源解析研究對理解農(nóng)業(yè)土壤碳循環(huán)具有重要意義.

目前關(guān)于土壤碳庫的研究多集中于農(nóng)田及草原生態(tài)系統(tǒng)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(guān)研究則較為薄弱. 穩(wěn)定碳同位素技術(shù)在土壤碳源解析及碳庫轉(zhuǎn)化示蹤方面具有較大優(yōu)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(qū)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(qū)分LIC及PIC來源：LIC的δ13C值接近0‰，PIC的δ13C值則偏負(fù)[17]，并與水中DIC碳同位素存在相關(guān)關(guān)系. 由此可見，在地下水灌溉區(qū)，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(xiàn)比[18].

華北平原是我國重要的糧食產(chǎn)區(qū)，過去40年中約有75%的農(nóng)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(jīng)蒸發(fā)濃縮作用導(dǎo)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(chǎn)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(chǎn)生CO2而損失，從而間接影響土壤碳循環(huán)[23]. 據(jù)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(jié)合穩(wěn)定碳同位素示蹤技術(shù)，開展農(nóng)田生態(tài)系統(tǒng)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(xiàn). 在區(qū)域尺度上了解灌溉對農(nóng)田土壤碳庫循環(huán)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(qū)概況及樣品采集

華北平原屬暖溫帶半濕潤季風(fēng)氣候區(qū)，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(zhì)地為砂質(zhì)壤土，主要種植小麥、玉米和其他經(jīng)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(qū)、低灌溉定額區(qū)(平均灌溉量140～160 m3/a)及高灌溉定額區(qū)(平均灌溉量220～240 m3/a)布設(shè)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(xiàn)場使用聚乙烯密封袋封裝，帶回實驗室風(fēng)干，充分混合后過2 mm篩(部分指標(biāo)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(huán)刀的鉆頭，采取土壤環(huán)刀樣品，用于后續(xù)土壤容重分析.

1.2 樣品測定

1.2.1土壤基本理化指標(biāo)

采用螺旋式環(huán)刀鉆頭在指定深度采取土壤環(huán)刀樣品，用于分析土壤干容重(環(huán)刀法). 將土壤環(huán)刀樣品在105 ℃烘箱中烘干至恒質(zhì)量，稱量樣品，并根據(jù)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(zhì)量，g；V為環(huán)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(jīng)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(jù)質(zhì)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(yīng)完全生成CO2，采用Gasbench-IRMS(Thermo Scientific，USA)測定δ13CSIC.

測量結(jié)果取3次平行樣的平均值表示.

1.3 數(shù)據(jù)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(shù).

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(xiàn)比，其中無灌溉背景區(qū)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(zhuǎn)化的次生碳酸鹽及土壤母質(zhì)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(zhì)原生碳酸鹽的δ13C，農(nóng)業(yè)上砂質(zhì)壤土為-0.04‰[24]；δ13CPIC-SOC為有機碳轉(zhuǎn)化的次生碳酸鹽的δ13C值，根據(jù)文獻(xiàn)[25-26]利用擴散模型研究發(fā)現(xiàn)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(qū)無機碳來源比例計算方法：

(5)

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

1.3.3統(tǒng)計分析

采用SPSS 22.0軟件進行相關(guān)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(jié)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(qū)表層(0～20 cm)SOC含量顯著高于無灌溉背景區(qū)，其余深度不存在顯著差異. SIC含量整體呈現(xiàn)高灌溉區(qū)>低灌溉區(qū)>無灌溉背景區(qū)的變化趨勢. 在0～100 cm處，灌溉區(qū)SIC含量較無灌溉背景區(qū)低，而在100～300 cm處灌溉區(qū)SIC含量顯著升高. 具體而言，無灌溉背景區(qū)SOC含量變化范圍為1.4～7.3 g/kg，低灌溉定額區(qū)為1.1～16.6 g/kg，高灌溉定額區(qū)為1.0～14.8 g/kg. 對于SIC含量，無灌溉背景區(qū)為4.3～15.7 g/kg，低灌溉定額區(qū)為1.1～16.6 g/kg，高灌溉定額區(qū)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(qū)SOC含量隨深度的增加呈單調(diào)遞減趨勢，但在無灌溉背景區(qū)變化不明顯. 具體而言，灌溉區(qū)SOC含量呈現(xiàn)表層(0～20 cm)高、隨后下降并趨于穩(wěn)定的現(xiàn)象，其在0～100 cm處顯著高于無灌溉背景區(qū). 但在200～300 cm處，無灌溉背景區(qū)SOC含量較灌溉區(qū)高. 對于SIC含量，灌溉區(qū)均與無灌溉背景區(qū)變化趨勢相反. 具體而言，0～100 cm處，灌溉區(qū)與無灌溉背景區(qū)SIC含量變化趨勢相似，在100～300 cm處高灌溉定額區(qū)的SIC含量顯著升高，低灌溉定額區(qū)升高較為平緩，無灌溉背景區(qū)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(qū)和無灌溉背景區(qū)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(qū)與無灌溉背景區(qū)δ13CSOC的變化范圍無顯著差異，無灌溉背景區(qū)土壤剖面中δ13CSOC的變化范圍為-25.38‰～-21.87‰，低灌溉定額區(qū)為-25.35‰～-21.22‰，高灌溉定額區(qū)為-25.86‰～-20.88‰. 對于δ13CSIC，無灌溉背景區(qū)為-7.11‰～-2.23‰，低灌溉定額區(qū)為-4.39‰～-2.02‰，高灌溉定額區(qū)為-4.23‰～-2.44‰. 土壤深度100～300 cm處無灌溉背景區(qū)和灌溉區(qū)δ13CSIC存在顯著差異，無灌溉背景區(qū)在100～300 cm處δ13CSIC接近-7.00‰，較灌溉區(qū)偏負(fù).

灌溉區(qū)與無灌溉背景區(qū)土壤剖面δ13CSOC的垂直變化特征存在差異. 灌溉區(qū)δ13CSOC均隨深度的增加呈單調(diào)遞減趨勢，無灌溉背景區(qū)δ13CSOC則在100～300 cm處出現(xiàn)高值. 進一步地，在0～100 cm處，高灌溉定額區(qū)δ13CSOC高于低灌溉定額區(qū)與無灌溉背景區(qū)，隨后灌溉區(qū)δ13CSOC值下降；在100～300 cm處，無灌溉背景區(qū)中δ13CSOC值偏正，高于灌溉區(qū). 就SIC而言，灌溉區(qū)δ13CSIC的垂向變化并不明顯. 無灌溉背景區(qū)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(qū)的δ13CSIC出現(xiàn)明顯的低值區(qū)，為-7.22‰～-6.47‰，遠(yuǎn)低于灌溉區(qū).

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(guān)；*表示在0.05水平上顯著相關(guān). a、b、c表示方差分析的分組結(jié)果.

2.2 土壤碳儲量及密度變化

研究[25-27]表明，農(nóng)田生態(tài)系統(tǒng)中灌溉會對土壤碳庫產(chǎn)生影響，并間接影響CO2的產(chǎn)生與排放. 就SOC碳儲量而言(見圖3)，高低灌溉定額區(qū)與無灌溉背景區(qū)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(qū)的SOC儲量基本無影響的結(jié)果[28-30]一致. 在半濕潤區(qū)，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(qū)與無灌溉背景區(qū)存在顯著差異，表現(xiàn)為高灌溉定額區(qū)>低灌溉定額區(qū)>無灌溉背景區(qū). 其中，高灌溉定額區(qū)SIC儲量為75.6～84.3 kg/hm2，是無灌溉背景區(qū)的1.7～1.9倍. 在堿性土壤環(huán)境下，一方面，灌溉水蒸發(fā)濃縮導(dǎo)致CaCO3沉淀；另一方面，灌溉水入滲造成SIC垂向遷移，導(dǎo)致深層SIC明顯增加[31]. 高低灌溉區(qū)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(dǎo)致土壤SIC的垂向再分布[30]. 由圖3可知，高灌溉區(qū)SIC儲量顯著高于低灌溉區(qū)，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(fā)現(xiàn)，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(jié)果[32]一致.

在有機碳方面，無灌溉背景區(qū)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(qū)SOC密度為1.7～25.3 kg/m3，高灌溉定額區(qū)為1.6～20.7 kg/m3，二者在0～100 cm處均急劇下降，隨后趨于穩(wěn)定，與無灌溉背景區(qū)變化趨勢不同. 在100～300 cm處，高灌溉定額區(qū)SOC密度(1.9～7.1 kg/m3)高于低灌溉定額區(qū)(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(jié)果，受植被類型、微生物活動和人類農(nóng)業(yè)耕作、灌溉等影響[33-35]. 由圖4可見，高、低灌溉定額區(qū)之間SOC密度隨深度變化的差異不明顯，而灌溉區(qū)與無灌溉背景區(qū)則在100～300 cm處存在顯著差異(p<0.01).

圖5 灌溉區(qū)與無灌溉背景區(qū)的碳含量及δ13C值相關(guān)性分析

在無機碳方面(見圖4)，無灌溉背景區(qū)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(qū)SIC密度為4.7～22.5 kg/m3，高灌溉定額區(qū)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(qū)變化趨勢不同. 由此可見，高、低灌溉定額區(qū)與無灌溉背景區(qū)之間在100～300 cm處SIC含量存在顯著差異(p<0.01)，表現(xiàn)為低灌溉定額區(qū)>高灌溉定額區(qū)>無灌溉背景區(qū)的趨勢. 因此，灌溉區(qū)土壤碳庫增加主要歸因于SIC的變化.

以往關(guān)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(guān)注較少[36-39]，導(dǎo)致無法全面和科學(xué)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(zhì)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(zhì)輸入量在降低的同時，土壤微生物活動也會導(dǎo)致有機質(zhì)分解，SOC在向下遷移過程中被損耗，因此灌溉區(qū)SOC密度呈現(xiàn)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(xiàn)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(jié)果[37]相一致. 灌溉區(qū)與無灌溉背景區(qū)在SOC密度上的差異性主要體現(xiàn)在100～300 cm處. 在100～300 cm深度范圍內(nèi)，無灌溉背景區(qū)中的SIC密度較灌溉區(qū)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(dǎo)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(qū)與無灌溉背景區(qū)SIC密度均無顯著差異. 與無灌溉背景區(qū)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(chǎn)生一定影響.

2.3 灌溉條件下有機及無機碳庫的相關(guān)關(guān)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(guān). SOC分解轉(zhuǎn)化主要是通過SOC-CO2-SIC系統(tǒng)發(fā)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(shù)據(jù)表明，灌溉區(qū)SOC與SIC含量無顯著相關(guān)關(guān)系，即灌溉區(qū)SOC轉(zhuǎn)化對SIC庫的影響不明顯(R2=0.08). 然而，無灌溉背景區(qū)中SOC與SIC含量存在顯著負(fù)相關(guān)關(guān)系(R2=0.51)，說明無灌溉背景區(qū)中SOC的轉(zhuǎn)化對SIC有一定影響. 據(jù)此可知，地下水灌溉使得SOC與SIC含量之間無明顯負(fù)相關(guān)性，即地下水灌溉是PIC形成的主控過程. 與無灌溉背景區(qū)相比，灌溉區(qū)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(qū)SIC的累積，主要源自地下水灌溉輸入PIC. 無灌溉背景區(qū)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(zhuǎn)化，用于與地下水灌溉區(qū)對比探討地下水灌溉對農(nóng)田土壤PIC形成的影響. 進一步地，δ13CSOC與δ13CSIC的相關(guān)性分析(見圖5)表明，δ13CSOC與δ13CSIC呈顯著負(fù)相關(guān)(p<0.01)，且灌溉區(qū)(R2=0.11)的負(fù)相關(guān)性較無灌溉背景區(qū)(R2=0.38)弱，進一步表明地下水灌溉使得SOC轉(zhuǎn)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(qū)δ13CSOC與SOC密度呈正相關(guān)(p<0.01). SOC密度升高，δ13CSOC偏正，說明有機質(zhì)分解過程中同位素分餾效應(yīng)并不是主導(dǎo)，隨著成土?xí)r間延長，有機質(zhì)中13C相對虧損的組分已基本分解殆盡. 灌溉區(qū)在0～100 cm處SOC密度與δ13CSOC呈負(fù)相關(guān)(p<0.05)，表明隨著有機質(zhì)轉(zhuǎn)化過程的進行，CO2排放導(dǎo)致δ13CSOC偏正. 在100～700 cm處，有機質(zhì)轉(zhuǎn)化過程緩慢，且同位素偏正的SOC開始轉(zhuǎn)化. 研究表明，C3植物中δ13CSOC值比C4植物偏負(fù)，可用于追蹤C3/C4植被類型的變化[44]. 據(jù)此，該研究中C3植物在土樣中占主導(dǎo)地位. 無灌溉背景區(qū)δ13CSIC與SIC密度呈顯著正相關(guān)(p<0.01)，灌溉區(qū)則表現(xiàn)為無顯著相關(guān)(見圖6). 在無灌溉背景區(qū)中，僅有微生物活動及地面枯枝落葉等有機質(zhì)分解產(chǎn)生CO2，其中一部分進入土壤中從而導(dǎo)致100～300 cm處δ13C偏負(fù). 地下水灌溉區(qū)δ13CSIC整體較無灌溉背景區(qū)數(shù)值偏正，說明地下水灌溉促進碳酸鹽形成過程中，CO2排放導(dǎo)致δ13C偏正.

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

圖6 灌溉區(qū)與無灌溉背景區(qū)的δ13C值與碳密度相關(guān)性分析

圖7 土壤剖面不同深度無機碳庫來源解析

3 結(jié)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(qū)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(xiàn)為無灌溉背景區(qū)<低灌溉定額區(qū)<高灌溉定額區(qū)的趨勢. 其中，高灌溉定額區(qū)SIC儲量為75.6～84.3 kg/hm2，是無灌溉背景區(qū)的1.7～1.9倍. 對不同深度土壤碳密度的研究表明，灌溉區(qū)在100～300 cm處的碳密度與無灌溉背景區(qū)存在顯著差異，說明灌溉區(qū)SIC的垂向再分配現(xiàn)象較為明顯.

b) 灌溉區(qū)中SOC和SIC相關(guān)關(guān)系較弱，無灌溉背景區(qū)二者則具有較為顯著的相關(guān)性. 由此表明，長期地下水灌溉導(dǎo)致土壤碳循環(huán)機制發(fā)生改變，次生碳酸鹽沉淀取代SOC轉(zhuǎn)化過程，成為灌溉區(qū)SIC累積的主要原因.

c) 土壤碳庫源解析表明，灌溉區(qū)SOC主要源自于C3植物源，SIC則以地下水蒸發(fā)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(qū)SIC主要來自原生性碳酸鹽分解與再沉淀以及有機碳轉(zhuǎn)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.