應用氫氧穩定同位素對極端干旱區蒸發水分來源的確定

李紅壽 ,汪萬福, 詹鴻濤,邱 飛,張正模,武發思

1 敦煌研究院保護所,敦煌 736200 2 古代壁畫保護國家文物局重點科研基地,敦煌 736200

應用氫氧穩定同位素對極端干旱區蒸發水分來源的確定

李紅壽1,2, *,汪萬福1,2, 詹鴻濤1,2,邱 飛1,2,張正模1,2,武發思1,2

1 敦煌研究院保護所,敦煌 736200 2 古代壁畫保護國家文物局重點科研基地,敦煌 736200

長期監測發現敦煌莫高窟窟頂戈壁存在穩定的蒸發水分。為了進一步厘清蒸發水分的來源,利用拱棚-凝結法定期收集蒸發水分,應用水同位素示蹤原理監測凝結水分、莫高窟降水和潛水的δD和δ18O值,以揭示戈壁蒸發水分的來源。結果表明,蒸發水分的δD、δ18O平均值分別為-33.06‰和-5.33‰,莫高窟降水為-66.44‰和-8.57‰,潛水為-72.19‰和-9.75‰,說明當地潛水并非來自于莫高窟降水；通過經緯度和海拔,應用在線降水同位素計算的當地降水δD和δ18O值(-60.00‰,-8.50‰)和降水加權平均值(-5.30‰,-0.75‰)同樣表明,當地降水不是地下潛水的合理來源,而黨河源區(野馬山)的降水(-86.00‰,-12.00‰)才是地下潛水的真正來源。土壤水分蒸發實驗與土壤垂直剖面水分檢測表明,戈壁深厚包氣帶土壤在潛水水汽向上運移過程中選擇了δ值相對較高的潛水水分,因此,戈壁蒸發水分來自地下潛水,存在清晰的來源通道。極干旱區蒸發水分來源的再確定為蒸發潛水的利用奠定了基礎,對極干旱區生態恢復有重要意義,并為干旱、半干旱區地下水的利用提供了新視角,為莫高窟洞窟水分來源研究亦提供了重要參考。

同位素；極干旱區；蒸發；降水

極干旱荒漠區是生物地球化學循環系統的終端,不但潛藏著巨大能源與礦產資源,而且得益于該區干燥的氣候,保存了大量的古代遺址,是現代旅游觀光產業的重要資源。同時,水分的匱乏使該區成為土地退化最嚴重的地區。目前,極干旱荒漠土地的退化、全球氣候的改變和愈演愈烈的人類干擾正使荒漠的自然景觀遭到嚴重破壞,歷史文化遺產面臨著空前的喪失[1]。無疑,敦煌莫高窟是極干旱荒漠中的文化瑰寶,是全人類的共同文化遺產,而生態環境的惡化、風沙的侵蝕已對洞窟精美壁畫造成了嚴重的損壞,珍貴文物的保護和永續利用面臨著嚴峻的挑戰[2]。因此,尋求可利用水分來源進行生態恢復不僅對文物保護顯得非常迫切,而且對保護風沙策源地、遏制沙塵暴的形成,減少國民經濟損失,保持旅游可持續健康發展具有重要意義。

目前,欲通過人為改變氣候增加降水顯然并不現實,研究最好將目光轉移到地下潛水的利用上。雖然學術界一度認為當埋深超過一定深度時,潛水將停止運轉與蒸發[3],但筆者通過對極干旱區降水的模擬與分析,認為潛水是極干旱區土壤水分的主要來源[4],基于拱棚-空調凝結法對蒸發數量進行的監測發現極干旱區存在不少于4.80 mm/a的年蒸發量[5- 6]。雖然蒸發數量較少,但潛水來源對維系耐旱植物生命及極干旱區生態系統具有重要意義。

截至目前,筆者對極干旱區蒸發水分已進行了較為系統的研究,創造性地應用隔絕法、拱棚法、拱棚-空調凝結法及降水回收等方法初步確定了蒸發水分的來源及數量[7- 9],但應用不同的研究新方法與手段再次確定蒸發水分來源仍具有重要的現實意義。目前,水分穩定氫氧同位素核示蹤在研究水分來源方面具有獨到的優勢[10- 11],廣泛應用于土壤[12- 13]和植被水分來源[14- 17]及GSPAC(Groundwater-soil-plant-atmosphere continuum)水分循環研究中[18]。

水同位素核示蹤的基本原理是：水分中由于氫氧同位素的不同,分子量存在一定的差異,因而水分子在某些熱動力學方面表現出明顯的不同。較輕同位素在水分蒸發過程中更容易蒸發,而殘留水分富集D和18O,即發生氫氧同位素分餾現象[18]。水分在循環及運移過程中,由于海拔、維度、溫度、季節及離海岸線距離等狀況的變化都可能導致分餾現象的發生,使不同時空的水分同位素呈現有規律的變化[19]。因此,利用氫氧同位素的組成差異可以研究水分來源與活動蹤跡[20- 21]。

目前,國際水科學領域廣泛使用相對測量法,即水樣品穩定同位素比率相對于標準樣品VSMOW(Vienna Standard Mean,Ocean Water)穩定同位素的千分差來表達水分穩定同位素的狀況[18]。對于氫元素的標準(D/H)std,公認的VSMOW是(155.76±0.10)×10-6；對于氧元素的標準(18O/16O)std,公認的VSMOW是(2005.20±0.43)× 10-6。對于某一水樣(sam)的δD和δ18O可分別表達為：

δD=[(D/H)sam/(D/H)std-1]×1000

(1)

δ18O=[(18O/16O)sam/(18O/16O)std-1]×1000

(2)

本文在拱棚凝結的基礎上,利用水分同位素確定極端干旱土壤水分同位素分布及蒸發特征,研究極干旱區大氣降水、地表水、土壤水和地下水之間的轉化；利用水分同位素示蹤原理[10- 27],揭示極旱區土壤蒸發水分來源,為荒漠化土地恢復提供可利用生態水分,為莫高窟文物保護提供科學參考。

1 研究區域概況

研究區域位于莫高窟窟頂戈壁區(40°02′14"N,94°47′38"E),海拔1380 m,距洞窟群1.0 km 處(圖1)。0—50 cm富含鹽分,主要成分是芒硝(Na2SO4)和NaCl。土壤水分屬結合水,由吸濕吸附水分、結晶水和膜狀水構成,10—50 cm含水率在2.0%—9.0%之間,其中一半以上是芒硝結晶水分,隨日溫度的變化而波動[5]。50 cm以下土壤含水率穩定在1.6%左右[2]。

該區太陽輻射強度可高達1.1 kW/m2,年日照率71%；年平均相對濕度31%,溫度11.23℃,風速為4.1 m/s(2005年)。該區氣候極其干燥,潛在年蒸發量為4347.9 mm,年降水量42.2 mm。在本研究中降水是最敏感因子,據莫高窟窟頂氣象站的監測,2008年5次降水共降8.2 mm,2009年11次共降26.7 mm,2010年在拱棚搭建前8次共降11.19 mm。由于每次降水量較小,根據該區降水蒸發實驗判斷[4],拱棚前降水已完全蒸發。

窟頂3個150 m深的探孔調查發現,150 m深度尚未到達潛水面,依據距該地6 km和8 km 的井水深度及其下降梯度判斷,窟頂戈壁潛水埋深超過200 m[2]。通常認為該地下潛水來自黨河[2],而黨河水主要來自野馬山雪線(海拔3295 m)附近的降水(圖1)。

圖1 研究區域周邊環境與拱棚-空調凝結裝置Fig.1 The environment surrounding the study area and the greenhouse-air conditioning condensation device

2 研究方法

(1)要利用水分氫氧同位素研究極干旱戈壁區蒸發水分來源,首先需要獲取戈壁蒸發水分。獲取方法為：搭建一個密閉的塑料拱棚,利用塑料棚膜形成一個與大氣完全隔絕的封閉系統。拱棚呈半球形,高1.8 m,半徑3.1 m,面積30 m2,體積30 m3,棚膜邊緣埋入土壤30 cm；然后在棚內安裝5 KW的格力KFR- 120LW(12568L)AL-HN5空調(圖1),設定溫度為16℃,即當溫度高于16℃時空調自動開啟,通過棚內空氣的內循環和空調冷凝來收集土壤蒸發水分,并使棚內空氣濕度與棚外基本一致。同時,利用空調的制冷作用平衡拱棚的增溫效應,使棚內溫度與外界接近。空調冷凝水分通過排水管導出棚外,用密閉塑料袋每日收集(8:30)并稱量水分。拱棚于2010年搭建,除2013年空調停運外,其它時間一直收集蒸發水分。同位素檢測水樣于2014年蒸發期間(3—11月)每周1次抽取。

(2)在收集拱棚蒸發水分的同時,對2014年地下潛水和降雨(>3 mm降水,另有4個降水水樣于2010—2013年隨機收集)取樣。潛水每周取樣1次。水樣取自距實驗點約6 km的深井(圖1,也是莫高窟生活供水源)。

(3)為了確定極干旱區土壤水分同位素垂直分布特征,2014年11月31日在拱棚外挖4.5 m坑,分別在20、50、80、100、150、200、250、300、350、400、430、450 cm挖取土樣(取樣層位控制在±5 cm)。土樣在110℃下用真空凝結法收集水樣。

(4)為了研究該極干旱區土壤吸濕吸附水同位素的基本特征以及溫度對結合水分的影響,筆者在2015年7月4日取2.5、5.0 m處土樣。然后將裝有土壤的三角瓶放置在烘箱內,真空凝結收集100、103、105、110、115、118℃下的蒸發水分。

(5)水樣送中國科學院青藏高原研究所水同位素實驗室,用美國產液態水同位素分析儀(Liquid Water Isotope Analyzer)LWIA- 30d 測定氫氧同位素,VSMOW2標準。測試精度：δ18O ≤ 0.1‰,δD ≤ 0.5‰。其中(4)部分水樣用美國LGR公司產離軸積分輸出光譜儀(Off-Axis Integrated-Cavity Output Spectroscopy),912—0008測定。測試精度：δ18O ≤ 0.1‰,δD ≤ 0.6‰。

(6)用經緯度、海拔和OIPC(Online Isotopes in Precipitation Calculator)[22],計算莫高窟和黨河源區當地降水線LMWL (Local Meteoric Water Line)、δD和δ18O年值。

利用同位素示蹤和統計學原理[10- 27],綜合分析黨河源區、地下水、土壤水與區域降水之間的δD和δ18O同位素關系,確定該極干旱區蒸發水分來源。

3 結果與分析

3.1 戈壁蒸發水分同位素

2014-04- 12—2014- 11-01拱棚共收集蒸發水分133.6 kg,日平均613.0 g,年蒸發保持了持續穩定正弦特征變化。每周1次(個別日期如11月2日、9日無凝結)取樣的凝結水分其δD、δ18O值如圖2。

圖2 不同時期拱棚凝結水分的δD、δ18O值Fig.2 The δD and δ18O values of the condensation water for different periods

圖2中δ18O-δD關系線(蒸發線EL1)為：

δD=3.01(δ18O)-17.01 (r2=0.85,P<0.01)

δD、δ18O的平均值分別為-33.06‰、-5.33‰,存在一定波動,但與年溫度變化的相關性并不明顯。

3.2 土壤垂面水分同位素

圖3 不同深度土壤水δD和δ18O的分布Fig.3 Distribution values of δD and δ18O with soil depth

土壤垂直水分的同位素分布如圖3,δD和δ18O值從表層向下至120 cm左右逐漸增高,然后又隨深度逐漸下降,至2.5 m保持穩定。顯然,這一變化格局與其它干旱、半干旱區的監測結果基本一致[15,23]。不同的是,該區變化的深度較深。該區土壤非常干燥,僅含結合水分。受極干旱區氣候的影響,土壤空氣相對濕度在50、100、150、200 cm常年分別保持在83%、92%、96%、98%附近,至250 cm以下常年保持飽和濕度[9]。這一濕度分布遞減正好和水同位素分布從250 cm開始增高一致,說明從250 cm開始,土壤顆粒的表面膜狀水分逐漸變薄,土壤逐漸變干。干燥氣候是引起土壤水分δD和δ18O值增高的主要原因。120 cm以上受降水的干擾,δD和δ18O值逐漸降低。

圖3中δD和δ18O平均值分別為-22.68‰和8.58‰。300 cm可能受土壤質地(為細沙層)影響,δD、δ18O值略有減小,300—350 cm分別穩定在-28.98‰和6.69‰左右。筆者推斷,除了土層質地的影響,深層土壤應穩定在這一數值附近。δ18O-δD關系線(蒸發線EL2)為：

δD=3.65(δ18O)-54.23 (r2=0.72,P<0.01)

3.3 潛水同位素

地下潛水的δD和δ18O值年變化如圖4。

圖4 地下潛水δD和δ18O值年變化Fig.4 The yearly variations values of δD and δ18O of phreatic water

圖4中,地下潛水的δD和δ18O年平均值分別為-72.19‰、-9.75‰,地下潛水同位素的年變化較小,比較穩定。δ18O-δD關系線為：

δD=3.99(δ18O)-33.28 (r2=0.88,P<0.01)

3.4 降水同位素

莫高窟戈壁降水實測的δD和δ18O值如表1。

根據實際降水(表1)測量的降水δD和δ18O的平均值為(-66.44‰,-8.57‰),δ18O-δD關系線為：

δD=7.07(δ18O)-5.83 (r2=0.99,P<0.01)

依據海拔和經緯度,用OIPC計算的敦煌莫高窟戈壁的月值如圖5。

圖5 敦煌莫高窟OIPC計算的δD和δ18O值及多年降水月分布Fig.5 The δD and δ18O values calculated by the OIPC, and the monthly distribution in the precipitation falling on the Dunhuang Mogao Grottoes

用OIPC計算的當地降水線LMWL為：

δD=7.37(δ18O)+3.78 (r2=0.99,P<0.01)

OIPC計算的δD和δ18O年值為(-60‰,-8.5‰)。根據降水的實際測定值,其平均值和δ18O-δD關系式都與OIPC計算結果較為接近。從實測結果看降水δD和δ18O夏季較高,冬季較低,整體基本符合OIPC計算的變化趨勢,但受降水時的氣候條件、水分來源等復雜因素影響,即使同一月降水存在較大的差異,具有一定的隨機性(表1)。這也可能與樣本數量較小有關,表1沒有體現出該區降水集中在7—9月這一特征[2]。

而根據OIPC計算月值和22年(1981—2003,圖5)降水計算的δD和δ18O加權平均值為-5.3‰和-0.75‰,這與實測平均值和OIPC計算的年值有較大的差異,研究認為這一數值應當更為真實可靠，因為該區降雨量很小,空氣十分干燥,在降水過程中的二次蒸發嚴重,易造成降水同位素值增高[20- 21,25- 26]；另外,張強等近年研究發現敦煌夏季存在極端深厚大氣邊界層(>4 km,一般區域為1 km)[28],這非常有利于雨水在降落過程蒸發,造成降水同位素值δ值較高。

3.5 黨河源區降水線

黨河源區野馬山雪線的海拔和經緯度(39.67°N,95.33°E),用的OIPC估算的降水線為：

δD=7.40(δ18O)+4.23 (r2=0.99,P<0.01)

與莫高窟當地降水線LMWL幾乎重合；δD和δ18O年值分別為-86‰和-12‰。

因此,δD和δ18O值無論是OIPC計算的當地降水年值(-60‰,-8.5‰)還是根據降水的加權平均值(-5.3‰,-0.75‰),即使不考慮降水入滲過程蒸發分餾的影響,莫高窟戈壁降水不可能是地下潛水(-71.34‰,-9.56‰)來源,它們的同位素δ值都太高。而考慮部分輕同位素的蒸發,則野馬山(-86‰,-12‰)是黨河的降水源區,而黨河是莫高窟地下潛水的合理來源,這與之前較普遍的認識一致,也與趙瑋[23]、李文贊[25]、馬金珠[29]等用水同位素得出的敦煌地下水來源一致。

3.6 極干旱區土壤水同位素蒸發分餾特征

極干旱區土壤結合水的基本活動原理是：在溫度作用下,當溫度升高時,結合水分逐漸分解蒸發,當溫度降低時,土壤從土壤空氣中吸濕吸附水分。在溫度周期性日/年波動下,變溫層溫度-水分耦合下的吸濕/解吸濕形成了潛水蒸發的動力泵源,將深層的潛水運轉到地表[30]。相應地,土壤水同位素在溫度作用下的基本活動特征如圖6。

圖6 不同溫度下2.5 m、5.0 m土壤蒸發水分的δD和δ18O值Fig.6 The δD and δ18O values of the soil evaporation water as a function of temperature and at depths of 2.5 m, and 5.0 m

很明顯,對于極干旱土壤水分,以105℃為拐點,當溫度低于105℃時,土壤顆粒外圍的膜狀水中輕同位素首先蒸發。雖然2.5 m和5.0 m 都包含膜狀水分,但2.5 m土壤包含較薄,同位素值相對較高。其水分蒸發與液態水分相似,仍遵從水分分餾原理之熱力學同位素效應：較輕水分同位素優先蒸發,蒸發水分的同位素值隨溫度的增高而降低,與溫度呈負相關[20, 26- 27]。

當溫度高于105℃時,土壤結合緊密的強結合水分開始分解,蒸發水δD、δ18O值與溫度呈正相關,同時較干的2.5 m的δD和δ18O值仍較高,與圖3相對應,且在110℃時就已較早接近了最后的極值。這也表明,結合力較強的核心水分的δD和δ18O值較高。該蒸發特征揭示了極干旱土壤水分同位素蒸發的基本規律。

3.7 戈壁蒸發水分來源分析

將全球大氣降水線GMWL(Global Meteoric Water Line：δD=8(δ18O)+10)、LMWL、黨河源區降水、敦煌莫高窟戈壁降水、戈壁蒸發線、土壤水δD和δ18O分布等繪制于圖7,綜合分析蒸發水分的來源。

圖7 GMWL和LMWL與黨河源區降水、當地降水、潛水、蒸發水和土壤水的δD/δ18O關系Fig.7 The relationships between the GMWL and LMWL and the δD/δ18O values of the precipitation in the Danghe source area, local precipitation, phreatic water, evaporation water, and soil water

圖7中,潛水落在全球降水線GMWL下之下,也在當地降水線下,分布相對集中。由于潛水在降水加權平均及實測平均之下,因此,如前分析,當地降水不可能成為地下潛水來源。而黨河源區降水是地下潛水的合理來源。黨河源區降水在黨河流動及潛水形成過程中,部分輕同位素水分蒸發,致使潛水同位素值比源區降水要高。

另外,潛水分布在土壤水分蒸發線(EL2)的延長線上,是地下潛水通過極干旱土壤水分同位素蒸發機理(見3.6節)運轉和蒸發了潛水中同位素δ值相對較高的水分(這可使地下潛水的δ值略有降低。雖然每年戈壁的潛水蒸發只有4.80 mm,但因其同位素δ值相對較高,在長期蒸發影響下,足以影響到潛水同位素值。當然,這還與潛水的循環速率有關)。蒸發水分的蒸發線EL1與EL2平行,符合蒸發規律。

這與筆者之前用熱動力學原理分析的潛水向上運移蒸發的結論是一致的[30]。筆者通過反復的降水模擬實驗[5]、隔絕實驗[7]和拱棚降水回收實驗[9]表明,該區降水可完全蒸發,并未進入地下深層。而從熱動力學原理看,存在潛水蒸發的通道和潛水蒸發機制[4,8]。因此,敦煌莫高窟戈壁蒸發水分來自地下潛水,而地下潛水來自黨河(圖1),存在清晰、明顯的同位素示蹤證據。

極干旱戈壁區蒸發水分來源的確定不但為該區耐旱植物生態水分來源找到了新的依據,也為莫高窟洞窟水分的同位素示蹤研究提供了參考。戈壁蒸發水分來源的確定對極干旱區的五水循環研究[13]和荒漠化土地的生態恢復具有重要意義。同時意味著在干旱、半干旱區,深埋地下潛水也可能對土壤水分和植被存在一定的補充,這對荒漠地區的生態水分研究有重要意義。

4 討論

4.1 冷凝收集溫度對水同位素的影響

溫度不但對土壤水分的蒸發和分餾有重要影響,而且凝結溫度對水同位素組成有重要影響。一般凝結的露點溫度越高,凝結水分的δD和δ18O值越高[26],同位素效應在蒸發水凝結平衡點的表現越明顯。但當冷凝溫度遠低于露點溫度時,由于同位素理化性質的相似性,同位素差異的表現將不再明顯。而空調冷凝時的冷凝管的溫度很低(Freon- 22氣化溫度為-40.8℃),遠低于拱棚露點溫度,這使差異較弱的水同位素效應難以表達。

另外,由于拱棚連續的封閉凝結,即使存在一定的凝結分餾現象,當不易凝結的同位素水汽累積到一定濃度后,會達到新的動態平衡,最終使其凝結量與土壤運轉蒸發量保持平衡。因此,在較長時間尺度上空調凝結了棚內全部蒸發水分,應當不存在因凝結分選導致的某一水分同位素累積的現象,凝結水分與蒸發水分的同位素值應當一致。

4.2 極干旱區土壤水分同位素的蒸發特征

極干旱區土壤水分由吸濕吸附水分、結晶水分和薄膜水分構成,它們都是結合水分。其中吸濕吸附水和薄膜水隨著與土壤顆粒距離的增大,結合能力逐漸降低[31]。從極干旱土壤水分同位素的檢測結果看,在結合距離和力的作用強度影響下(以105℃下可分解強度為界),結合水分對水分同位素具有一定的分選作用,較強結合力下的土壤水分重同位素含量較高,明顯δ值較高[27]。因此,極干旱區土壤水分的蒸發過程既存在常見的分餾現象(即輕同位素優先蒸發,蒸發水分隨蒸發溫度的升高δ值降低),也可能存在因干旱影響,當水分含量低于某一閾值時,即使溫度較低(<105℃),蒸發水分的δ值也隨溫度的增高而增高的極端現象。

土壤水分同位素組成與土壤自身的特性及所處氣候環境有關。土壤成分、黏粒含量、鹽分構成和鹽分含量等對水分的結合能力及同位素的選擇有著內在的影響。而對于一定的土壤,所處環境的水分含量越低、空氣越干燥,相應地,土壤保留水分的重同位素將越富集,如莫高窟戈壁120 cm深度的土壤水分；反之,環境濕度越高,輕同位素的含量相對較高。那么,相對于不同層位的土壤,它們的所處的環境濕度和溫度不同[9],同位素構成表現不同(圖3)。

對于同一層位,太陽輻射下土層溫度在由上到下逐漸升溫的過程中,不同時期土壤分解蒸發水分的同位素值是不同的。另外,在下午或后半年上層土壤溫度下降時還存在該層土壤吸濕,下層土壤蒸發水分的現象[30]。因此,蒸發水分是不同土壤層位蒸發水分的混合體。因而,不同層位蒸發水分的混合導致了日蒸發(受60 cm日變溫層影響)和年蒸發(受年變溫層影響)土壤蒸發水分同位素與溫度之間的相關性不明顯。

但從封閉洞窟冷凝水分的監測結果看,人為控制洞窟溫度由16℃升高至18℃(或由18℃降至16℃)的情況下,δD和δ18O的值分別減小-15‰和-4‰左右。說明土壤同位素的蒸發對溫度十分敏感。由于干燥土壤水分在低溫下的蒸發收集非常困難,而我們通過洞窟封閉將較大表面積(218 m2)上的微量蒸發水分的利用空調冷凝[32],實現了蒸發水分的收集,揭示了較小溫度影響下極干巖土的水同位素的響應特征。

另外,水分同位素能夠對洞窟微環境溫度產生響應,可能與溫度變化的劇烈程度較小有關。在強烈的日溫度變化下,戈壁土壤蒸發水分除了受不同層位在升溫過程中的蒸發混合的影響外,還受到在較強的降溫作用下土壤吸濕吸附作用的影響。劇烈的溫度變化降低了水的同位素效應,使土壤吸濕對水同位素的選擇性大大降低。也就是說,同位素的影響只有在水分吸濕吸附與蒸發處于動態平衡時最為明顯,在遠離平衡點時,水分同位素差異的影響明顯降低(不平衡分餾,與空調凝結相似)。因此,筆者推斷在60 cm以下的年變溫層,溫度變化相對緩慢(與洞窟內相似),土壤對其結合水分有充分的時間進行選擇性吸附,實現了水分的分選運轉。

因此,極干旱區土壤蒸發水分同位素受環境干燥程度、溫度、土壤構成等綜合影響,其中變溫層及更深層位水分的同位素效應和土壤的選擇性吸附對潛水同位素的運轉和蒸發起到關鍵的分選作用。

總之,極干旱區蒸發水分來源的再確定對該區生態恢復有重要意義。通過對潛水的充分利用,可使該區陸面的植被蓋度適當增加,減緩風沙的侵蝕,達到生態保護的目的。經多年研究,筆者發明了一種利用地下潛水對干旱區荒漠化土地生態恢復的方法,已初步實現了潛水的生態利用,效果良好[33]。

5 結論

通過敦煌莫高窟戈壁區蒸發水分、土壤水分、潛水、降水的同位素δD和δ18O的監測及OIPC計算,發現黨河源區分別為-86.00‰和-12.00‰是莫高窟地下潛水(-72.19‰,-9.75‰)的合理來源,當地降水(加權平均值為-5.30‰和-0.75‰)不可能是莫高窟潛水的來源。土壤水分(-22.68‰,8.58‰)監測發現,土壤水分蒸發低于105℃時存在同位素分餾現象,升溫時輕同位素優先蒸發；高于105℃時,最后土壤水分同位素表現為較低溫度下較輕水分同位素蒸發,較高溫度下較重水分同位素再蒸發。蒸發水分(-33.06‰,-5.33‰)是地下潛水經土壤分選,實現向上的運轉蒸發。極干旱區存在潛水向上運轉的機理與通道,符合水分同位素活動的基本原理。

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The use of stable hydrogen and oxygen isotopes to determine the source of evaporation water in extremely arid areas

LI Hongshou1,2,*, WANG Wanfu1,2, ZHAN Hongtao1, QIU Fei1, ZHANG Zhengmo1,2, Wu Fasi1,2

1TheConservationInstituteofDunhuangAcademy,Dunhuang736200,China2KeyScientificResearchBaseofConservationforAncientMural,DunhuangAcademy,StateAdministrationforCulturalHeritage,Dunhuang736200,China

Extremely arid desert occupies a terminal position in the biological geochemical circulation system. These deserts harbor huge amounts of energy and mineral resources. However, a large number of ancient sites, which are very important to the modern tourism industry, also occur in such areas. Lack of water constitutes the most serious kind of land deterioration in the extremely arid deserts of the world. At present, desert land degradation, global climate warming, and human interference are intensifying the destruction of the natural desert landscape, and hence our historical and cultural heritages are facing unprecedented losses. Consequently, methods for finding available water sources for ecological restoration and protection are urgently required. It has been found that there exists a stable amount of water evaporation in the extremely arid Gobi area of the Dunhuang in China. In order to clarify the source of this evaporation, we used a greenhouse to condense and collect evaporated water and monitored theδD andδ18O values present on a weekly basis. At the same time, we monitored theδD andδ18O values of the precipitation and phreatic water present. Thus, the source of the evaporation water in the Gobi could be revealed based on the method of isotopic tracing. After monitoring for one year, our results showed that the average values ofδD andδ18O in the evaporation water were -33.06‰ and -5.33‰, respectively. The equivalent results for the precipitation were found to be -66.44‰ and -8.57‰, respectively, and for phreatic water they were -72.19‰ and -9.75‰. This rules out the possibility that precipitation is the source of the phreatic water. Monitoring of the surface water in the soil at a vertical depth of 4.5 m showed that theδD andδ18O values (the average values were -22.68‰ and 8.58‰, respectively) of the soil water from 2.5 m increases due to the effect of the dry climate and reach the maximum values at 1.2 m. Above this level, the values ofδD andδ18O decrease because of the influence of the precipitation. The soil moisture evaporation experiments indicated that the moisture from the dry soil shows obvious signs of an isotope fractionation phenomenon: theδD andδ18O values of the evaporation water are relatively negative, and theδvalues of the remaining water are relatively positive. Therefore, the Gobi soil in the deep vadose zone selects relatively positiveδvalues of water in the process of moisture migration. TheδD andδ18O values of the local precipitation calculated from the online precipitation isotopes are -60.00‰ and -8.50‰ and the weighted average values of the precipitation are -5.3‰ and -0.75‰. This also shows that local precipitation cannot be the source of the underground phreatic water. Values for the precipitation in the Yema Mountain region (-86‰ and -12‰), which is the water source area for the Danghe River, suggest this region is a probable source for the underground phreatic water and Gobi evaporation water, and thus there exists a clear supply channel. Phreatic water is the main source of soil water in extremely arid deserts and has a vital role in maintaining ecosystem survival in extremely arid areas. Determining the source of evaporation water in extremely arid areas lays the foundations for utilizing the phreatic evaporation. It not only has important significance in the ecological recovery of extremely arid regions but also provides a new perspective for using groundwater in arid or semi-arid areas. Moreover, it provides an important reference for research on water sources in the Mogao Grottoes.

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