古日乃湖盆沉積物發育土壤鹽分與碳酸鈣積累機制*

楊 帆，楊 飛，黃來明，楊仁敏，韓光中，張甘霖，4，6?

（1. 內江師范學院地理與資源科學學院，土壤過程模擬實驗室，四川內江 641100；2. 土壤與農業可持續發展國家重點實驗室（中國科學院南京土壤研究所），南京 210008；3. 中國科學院地理科學與資源研究所，生態網絡觀測與模擬重點實驗室，北京 100101；4. 中國科學院大學，北京 100049；5. 江蘇師范大學地理測繪與城鄉規劃學院，江蘇徐州 221116；6. 中國科學院南京地理與湖泊研究所，流域地理學重點實驗室，南京 210008）

土壤是成土母質在氣候、生物、地形、時間和人為活動等因素綜合作用下形成的，成土因素的改變將影響土壤的演化過程、方向及其速率。在中國西北干旱、半干旱區分布著大量的內陸河流，這些內陸河流最終消失于沙漠或者匯集于洼地形成尾閭湖。干旱區的尾閭湖泊在維持內陸河流域水文循環、區域生態環境中起著重要作用。然而，綠洲的擴張和地表水攔截等人類活動導致進入內陸河下游水量急劇減少，尾閭湖泊面積逐漸萎縮，甚至形成干鹽湖。水文條件的改變進而會影響地貌特征與其后的成土過程，然而關于尾閭湖干涸后沉積物發育土壤的形成與演化特征的研究迄今為止還很缺乏。

尾閭湖干涸過程中地下水位不斷下降，湖相沉積物作為成土母質參與土壤的形成。此外，我國西北干旱地區的尾閭湖往往處于亞洲粉塵影響區，近源粉塵的加入也是其重要的母質來源。母質來源的多元性及其“加積型”的成土模式將引起成土過程的復雜化或間斷，形成不同的土壤類型。作為內陸河流物質匯集的中心，鹽分的聚集是尾閭湖重要特征。理解土壤鹽分的組成及其沉積順序有助于揭示流域元素生物地球化學循環、反演湖泊演化和進行古環境重建。土壤積鹽過程與鹽分轉化特征還有助于解譯亞洲干旱區沙塵物源產生機制。此外，干旱區有機碳含量低，土壤碳庫主要以碳酸鈣為主的無機碳形式賦存，干旱區土壤碳酸鈣（尤其是次生碳酸鈣）的積累機制有助于揭示全球環境變化下“碳失匯”問題。

古日乃湖盆是中國第二大內陸河黑河的重要尾閭湖之一，湖盆位于黑河下游沖積扇的東緣、巴丹吉林沙漠西緣。黑河中游綠洲不斷擴張，耗用水量持續增加，進入下游水量減少，尾閭湖泊地下水位下降。據古地質調查顯示，黑河哨馬營以南河段入滲經古河道補給古日乃，近一個世紀以來，湖泊干涸逐漸演化成古日乃濕地。同時，來自巴丹吉林沙漠的沙塵在古日乃湖盆沉積，成為其土壤發育的母質。這些成土因素的變化對古日乃湖盆土壤的形成演化，尤其是對鹽分、碳酸鈣積累的影響還不清楚。因此，本研究結合土壤發生學和地球化學方法分析了古日乃湖盆沉積物發育土壤鹽分與碳酸鈣的積累特征，對理解干旱區內陸河尾閭湖區域土壤與生態環境的演變歷史以及在未來氣候變化下的演化趨勢具有重要意義。

1 材料與方法

1.1 研究區概況

古日乃湖盆介于100°45′—101°30′E，40°30′—41°20′N 之間（圖1）。海拔約1 000～1 050 m，多年平均降水量為42 mm，年均蒸發量高達3 700～4 000 mm，多大風、并引發沙塵暴。土壤發育弱，鹽分的形成及其轉化是主要的成土過程。由于氣候極端干旱、鹽分含量高，古日乃湖盆主要分布梭梭（）、 蘆 葦（）、白刺（）等耐旱耐鹽植物。

1.2 樣品采集與分析

2012—2013 年對古日乃湖盆典型景觀進行土壤調查，采集了沙丘（PL01）、湖岸蘆葦地（PL02）、湖岸—近湖心蘆葦地（PL03）、近湖心光板地（PL04）、近湖心—戈壁蘆葦地（PL05）和戈壁梭梭林（PL06）共6 個土壤剖面（圖1）。樣點信息見表1，按土壤發生層采集樣品，共采集38 個土壤樣品、108 個環刀樣品（3 次重復）。

表1 古日乃湖盆土壤樣點信息Table 1 Characteristics of soil sampling in the Gurinai Playa

圖1 研究區及樣點（PL01～PL06）分布圖Fig. 1 Distribution map of the study area and sampling sites（PL01～PL06）

1.3 數據處理

明確土壤母質來源的同源性（或者異質性），是區分沉積過程與土壤發生過程的重要基礎，也是區分土壤屬性變化的前提。本研究采用Schaetzl提出的均一性值（Uniformity value，UV）來區分母質是否同源。

式中，Si 為粉粒百分比，VFS 為細砂粒（50～100 μm）百分比，S 為砂粒百分比。UV 值越接近0，相鄰土層的母質來源越相似；當UV 的絕對值超過0.6 表示相鄰土層來自不同母質。

區分鹽化和堿化過程是判別鹽成土類型的基礎，也是改良利用管理鹽漬化土壤的前提。鈉吸附比（Sodium absorption ratio，SAR）被用作區分土壤的鹽化和堿化的重要指標。

式中，SAR 為鈉吸附比（mmol·L），Na、Ca、Mg為離子濃度（mmol·L）。美國土壤學會將SAR≥13（mmol·L）作為區分堿土的閾值。

本研究采用Chen 等建立的定量計算原生和次生碳酸鹽相對含量的公式計算次生碳酸鈣含量：

式中，為次生碳酸鹽占土壤總碳酸鹽的比例（%），為土壤碳酸鹽鍶同位素比值。與土壤碳酸鈣相當物的乘積為土壤次生碳酸鈣含量。

采用SPSS24.0 統計軟件進行數據分析，采用OriginPro2016 軟件進行圖像化處理。

2 結 果

2.1 土壤形態特征及其變化

古日乃湖盆被巴丹吉林沙漠和戈壁所包圍，湖積物和近源沉積的粗顆粒風積物是土壤發育的母質基礎。受沙塵源區環境改變、傳輸途徑及沉積環境的影響，不同的地貌單元沉積的物質來源不同。不同時間同一地貌單元沉積的物質在組成上也存在差異，在土壤形成過程中常表現為母質不連續，如PL02、PL04、PL05 和PL06 剖面，相鄰土層的均一性值UV 超過0.6（圖2）。土壤顏色以黃橙為主，明度高；受強烈積鹽作用影響，鹽結殼以橙白和灰白為主（圖2）。

土壤具有鹽結殼、鹽積層、鹽磐、鈣積層和鈣磐等土壤診斷層的分異，鹽分遷移活躍。野外觀察發現PL02、PL03、PL04 和PL05 剖面有白色鹽結晶析出；從湖緣到近湖心，PL02、PL03 和PL04 剖面表層強烈積鹽形成結殼（Kz），鹽結殼發育逐漸增強，厚度增加（圖2，黃色虛線框）；易溶性鹽硬結在PL05 剖面形成鹽磐層（Bzm，圖2）；次生碳酸鈣膠結或硬結形成不連續（PL05）和連續（PL04）的磐狀土層（Bkm，圖2），它表征了次生碳酸鈣聚集高度發育的形態學特征。PL06 剖面脫離地下水影響，地表發育有孔泡結皮層（Ac），干硬、易碎（圖2）。值得注意的是，PL02 剖面在歷史時期為蘆葦濕地，后經沙塵掩埋，形成埋藏層（2Ak），土壤顏色明度較低（圖2）。PL01 剖面通體為單粒狀砂粒，無結構發育。

圖2 古日乃湖盆土壤發生層及其顏色（干態）Fig. 2 Soil horizon designation and soil color（in dry state）of the six pedons in the Gurinai Playa

2.2 土壤基本理化屬性

土壤顆粒組成以砂粒（41%～94%）和粉砂為主（5%～51%），壤質砂土和砂質壤土質地，黏粒淋溶非常有限，無黏化特征（圖3a～圖3c）。土壤容重為0.93～2.00 g·cm，鈣磐硬結，孔隙少，容重大（圖3d）；鹽結殼多孔，容重小。土壤pH 介于7.80～10.12 之間，呈堿性反應，且有干旱水分狀況的土壤（PL01、PL02 和PL06）堿性強于潮濕水分狀況的土壤（圖3e）。極端干旱的氣候與高鹽的土壤環境不利于植物生長，土壤有機質（SOM）含量低，為0.71～11.79 g·kg（圖3f）；30 cm 以下土層SOM 含量低于5 g·kg，PL02 埋藏層（51～81 cm）SOM 含量則較高。

圖3 土壤基本理化屬性Fig. 3 Basic soil physico-chemical properties of the six pedons

2.3 土壤鹽分特征

土壤水溶性含鹽量0.42～650.50 g·kg（表2），平均值為57.37 g·kg，各土層變異系數為250%，不同剖面鹽分強烈分異。具有潮濕水分狀況的土壤（PL03、PL04 和PL05）其剖面各土層含鹽量變異系數超過200%，為強變異；強烈的蒸發促進鹽分向上運移，表層積聚明顯，鹽結殼、鹽磐含鹽量高，為380.56～650.50 g·kg，顯著高于 B 層和 C 層（＜0.01），鹽分在剖面出現強烈分異。干旱水分狀況的各土壤（PL01、PL02 和PL06）剖面各土層含鹽量變異系數為7.5%～52.5%，為弱變異或中等變異，PL01 各層含鹽量＜1 g·kg（表2），無鹽化特征。

表2 土壤鹽分含量及其組成Table 2 Total contents and ions composition of the soil salts in the Gurinai Playa

續表

圖4 土壤鹽分Cl-/ SO24-及其鹽分類型Fig. 4 Ratio of Cl-/SO24-and type of the salt in selected soils

2.4 土壤碳酸鈣及碳酸鹽87Sr/86Sr 組成

土壤碳酸鈣相當物（CaCO）含量為 2.1～331.0 g·kg（圖5a），平均值為64.0 g·kg，各土層變異系數為134%，為強變異。土壤剖面碳酸鈣的加權平均值大小為：PL02＞PL04＞PL05＞PL03＞PL06＞PL01，發育于風積物的土壤碳酸鈣隨海拔的降低（地下水位高）而增加（不包括PL02），表明水分狀況對土壤碳酸鈣的形成和遷移有重要影響。具有干旱水分狀況的土壤（PL01、PL02 和PL06），其剖面碳酸鈣的加權平均值變異強（CV=118%）；PL02 土壤母質為風積物下伏湖積物，湖相沉積過程伴有高含量碳酸鹽的沉積（CaCO=327.4 g·kg），因此，PL02 土壤CaCO含量高；PL01 土壤母質是以石英為主的風積沙，土壤CaCO含量低；PL06 土壤發育于不同沉積時期的風積物，土壤各層CaCO含量不同（圖5a）。此外，具有潮濕水分狀況的PL03、PL04和 PL05 土壤剖面碳酸鈣的加權平均值變異弱（CV=4%）；由于PL03 鈣積層、PL04 和PL05 鈣磐土壤CaCO含量高，CaCO在其剖面表現為中等變異或強變異。

圖5 土壤碳酸鈣含量（a）、碳酸鹽鍶同位素組成（b）及次生碳酸鈣含量（c）Fig. 5 Soil CaCO3 equivalents (a)，and Sr-isotopic composition in carbonate fraction (b) and content of soil secondary CaCO3 (c) in the selected soils

碳酸鈣積累是古日乃湖盆土壤的另一重要特征，鍶和鈣在表生地球系統中具有相似的性質和化學行為，因此常運用鍶同位素來示蹤鈣的地球化學行為。本研究為了揭示古日乃湖盆干涸土壤碳酸鈣的形成機制，對PL02 和PL04 兩種代表性的土壤進行了鍶同位素組成分析（圖 5b）。土壤碳酸鹽Sr/Sr 比值為0.711 289～0.711 896，PL02 碳酸鹽Sr/Sr 比值隨著土壤深度的增加先增大后減少，在埋藏鈣積層（2Ak）達到最高值（0.711 896）；PL04碳酸鹽Sr/Sr 比值鈣磐最大（0.711 619）、母質層次之（0.711 500）、鈣磐以上土層較小且分布較均一（0.711 313～0.711 384）。運用式（3），PL02 和PL04次生碳酸鹽占土壤總碳酸鹽的比例分別為82.2%、83.3%、86.5%、97.4%（2Ak）、86.7%（湖積物）和83.4%、83.1%、82.8%、84.6%、90.5%（Bkm）、87.5%（母質層）。PL02 和PL04 土壤次生碳酸鈣（SCaCO）含量分別為70.5～283.8 g·kg和1.8～299.5 g·kg，湖積物（2Ck）、埋藏鈣積層（2Ak）和鈣磐土壤SCaCO含量均高于150 g·kg（圖5c）。PL02 土壤SCaCO含量隨土壤深度的增加而增加；PL04 鈣磐以上土壤SCaCO含量小于20 g·kg，而鈣磐土壤SCaCO含量高達299.5 g·kg，相差約14 倍。PL02和PL04 土壤SCaCO占碳酸鈣總量的80%以上，表明土壤碳酸鈣主要以次生碳酸鈣的形式賦存。

3 討 論

3.1 土壤鹽分的積累特征

古日乃鹽湖干涸形成的土壤具有高含鹽量、高Na含量、高 SAR，表現出強度鹽化特征。受地下水鹽分補給影響，具有潮濕水分狀況的土壤（PL03、PL04 和PL05）含鹽量高于干旱水分狀況的土壤（PL01、PL02 和PL06）。地下水位最高的PL04 剖面土壤含鹽量最高，隨著海拔的增加（地下水位相對下降），土壤含鹽量減少，PL01 土壤含鹽量最低，無鹽化特征（圖6）。PL03、PL04 和PL05 地下水位較高，強烈的地面蒸發作用下，地下水通過毛管作用將不同的鹽分離子帶至土表累積，形成含鹽量高的鹽結殼（圖6）。隨著干涸時間的延續或者風塵物質的持續加入，地下水位大幅度下降，低于臨界水位，地下水不再參與現代積鹽；加之氣候干旱，降水稀少，未能促進強烈的脫鹽過程，過去積累的鹽分大量殘留于土壤中，PL02 和PL06 心土層含鹽量高（圖 6）。美國土壤學會將土壤飽和浸提液SAR=13（mmol·L）作為判斷堿土與非堿土的閾值，本研究中除PL01 和PL05 部分土層，其余土壤SAR＞13（mmol·L），按照中國土壤系統分類確定土壤類型，PL02、PL03、PL04 和PL05 均屬于正常鹽成土，而非堿土（堿化鹽成土）（表1），在形態學上這些鹽化土壤均未出現堿積層典型的柱狀或棱柱狀結構。因此，美國土壤學會關于堿土與非堿土的判斷標準對中國土壤的適用性需要進一步驗證。分析供試土壤高SAR，而沒有出現堿化特征的原因有：古日乃湖盆土壤積鹽過程以 NaCl 和NaSO為主，Na被土壤吸附，SAR 高；該地區降雨量極低，鹽分淋溶作用微弱，由淋溶帶來的Na不足以交換土壤吸附性的Ca，造成堿化過程弱。

圖6 古日乃湖盆土壤鹽分的積累與演化示意圖Fig. 6 Schematic of the accumulation and evolution of soil salt in the Gurinai Playa

3.2 土壤碳酸鈣的積累機制

土壤碳酸鈣主要來源于石灰性成土母質，此外大氣降塵、地下水、人為活動（灌溉、施肥）和植物歸還等途徑的輸入是非石灰性母質土壤碳酸鈣最主要的來源。Marion研究表明極端干旱條件下土壤碳酸鈣的形成速率極低（年均降雨量小于37 mm，土壤碳酸鈣形成速率為0），因此，干旱水分條件下的PL01、PL02 和PL06 的土壤碳酸鈣主要來源于成土母質。古日乃地勢低洼，匯集黑河水流帶來的細土物質和Ca，靜水條件下沉淀形成湖積物，其CaCO含量高。發育于湖積物（上覆風積物）的PL02 土壤碳酸鈣含量為189.2 g·kg，是發育于不同沉積物源的PL06（34.9 g·kg）和發育于風積沙的PL01（16.6 g·kg）土壤碳酸鈣含量的5.4 倍和11.4 倍。

發源于短距離搬運的風積物的PL03、PL04 和PL05 土壤碳酸鈣含量分別為51.1、55.2 和54.5 g·kg。以PL01 作為參照（近源沉積），PL03、PL04 和PL05的土壤碳酸鈣含量明顯增加，尤其表現在鈣積層和鈣磐。PL03、PL04 和PL05 地下水位較高，強烈的蒸發使地下水中 Ca向上運輸，當土壤溶液高于CaCO的溶度積時在地下水和土壤顆粒頻繁交換的界面首先以包膜形式沉積；隨著CaCO持續積累形成凝團；其后，凝團中的孔隙被CaCO堵塞并膠結起來形成CaCO含量極高的鈣磐，鈣磐的形成屬于上升成因模式（圖7）。此外，PL04 剖面中，母質層土壤SCaCO含量及其SCaCO/CaCO均高于鈣磐以上各土層，表明地下水參與了母質層土壤次生碳酸鈣形成和積累，進一步證明了鈣磐的上升成因形成模式。鈣磐是土壤碳酸鈣強積累的形態表征，本研究中不連續和連續鈣磐的AMSC定年為18 440 ± 67 a 和31 013 ± 206 a，其碳酸鹽Sr/Sr 比值與巴丹吉林沙漠中根狀結核及砂粒次生碳酸鹽相似，次生碳酸鹽比例高，表明鈣磐的形成經歷了較強的成土過程。結合定年數據，本研究中鈣磐土壤碳酸鈣的積累速率為10.7～18.9 g·m·a，是相似干旱氣候條件下美國莫哈韋沙漠鈣質土壤碳酸鈣的積累速率的3 倍～19 倍，表明地下水對古日乃湖盆土壤碳酸鈣積累具有重要影響。基于此，古日乃鹽湖干涸過程中，水文條件的變化對碳酸鈣的積累十分關鍵，脫離地下水的影響土壤碳酸鈣的形成速率極低。

圖7 古日乃湖盆土壤鈣磐形成示意圖Fig. 7 Schematic of the formation of Calcicpan within soil in the Gurinai Playa

4 結 論

作為內陸河流物質匯集的中心，鹽分積累是尾閭湖重要特征，古日乃湖盆干涸形成的土壤具有高含鹽量和高SAR 的特點；土壤積鹽隨著湖盆的干涸由現代鹽化向殘積鹽化演化，鹽化程度降低，鹽分組成由氯化物型、氯化物—硫酸鹽型向硫酸鹽—氯化物型、硫酸鹽型轉化。沉積物的加積和鈣磐的形成是古日乃湖盆土壤碳酸鈣積累的主要過程，地下水持續供給的Ca是鈣磐的重要鈣源。

感謝中國科學院南京土壤研究所李德成研究員、趙玉國研究員、劉峰副研究員，生態環境部南京環境科學研究所楊敏、蘆園園，安徽理工大學趙明松副教授，鄔登巍博士和南京大學易晨在野外工作中的幫助。