2017, Vol. 37文章信息
- 朱珊娴, 肖薇, 张弥, 王伟, 沈竞, 徐家平, 胡勇博, 温学发, 李旭辉.
- ZHU Shanxian, XIAO Wei, ZHANG Mi, WANG Wei, SHEN Jing, XU Jiaping, HU Yongbo, WEN Xuefa, LI Xuhui.
- 加拿大温带落叶林生态系统氢氧同位素组成研究
- Hydrogen and oxygen stable isotopic composition in a deciduous forest ecosystem in Canada
- 生态学报. 2017, 37(22): 7539-7551
- Acta Ecologica Sinica. 2017, 37(22): 7539-7551
- http://dx.doi.org/10.5846/stxb201609131851
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文章历史
- 收稿日期: 2016-09-13
- 网络出版日期: 2017-07-12
2. 南京信息工程大学江苏省大气环境与装备技术协同创新中心, 南京 210004;
3. 中国科学院地理科学与资源研究所生态系统网站观测与模拟重点实验室, 北京 100101
2. Collaborative Innovation Center of Atmospheric Environment and Equipment Technology, Nanjing University of Information Science & Technology, Nanjing 210004, China;
3. Key Laboratory of Ecosystem Network Observation and Modeling, Institute of Geographic Sciences and Natural Resources Research, Chinese Academy of Sciences, Beijing 100101, China
陆地生态系统氢氧稳定同位素的研究能为陆地水循环过程研究提供准确可靠的示踪信息[1-5], 目前稳定同位素方法已经被广泛地应用于古气候学、水文学和生态学等领域[6-8], 被用于量化植被水分来源[9-12]、计算水分利用效率[13-14]和拆分蒸散组分等[15-17]。
在土壤蒸发和冠层蒸散过程中, 由于轻重同位素的饱和水汽压和扩散率的不同, 生态系统各个部分的同位素含量存在差异, 这是稳定同位素应用的理论基础[18]。水的同位素分馏效应包括平衡分馏效应和动力学分馏效应, 平衡分馏效应是指在水体和大气界面内水汽达到饱和状态时, 轻重同位素水分子的饱和水汽压不同而引起的分馏效应。平衡分馏系数受到温度的影响, 是水气界面温度的函数[19]。在温度25℃左右, HDO和H218O水分子的平衡分馏系数之比为8.0[20]。动力学分馏效应是由于轻重同位素水分子的扩散率不同所致, 并且受到空气湍流的影响, 在植被冠层表面主要受到各阻力项影响[3, 20-22]。而水汽过量氘(d-excess)[23]反映水汽形成时的动力学分馏效应强度, 可指示蒸发或者凝结时的大气水分平衡状态以及气候条件, 例如相对湿度、大气湍流强度和温度等[24-26], 空气团在传输的过程中其过量氘值保持不变, 而下垫面的水汽供应会改变原始气团的过量氘值[24, 27], 因此大气水汽过量氘能指示下垫面的水汽贡献, 可用于陆地水汽循环的相关研究[28]。
稳定同位素激光光谱技术的发展使得大气水汽同位素原位连续观测成为可能。相对于以前大气冷阱/同位素质谱仪检测的方法, 它为更精细时间尺度上稳定同位素的研究提供了契机。基于这一技术已经开展了许多关于大气水汽同位素的观测, 近期关于大气水汽同位素的研究包括森林、城市、草地和农田等不同下垫面[24, 29-30], 也有试验设置不同的高度探测植被对近地面水汽过量氘的影响[26, 31]。已有研究表明大气水汽同位素与大气湿度存在显著的相关性[2, 24, 32-35]；影响水汽日变化的过程主要有水汽团的湍流混合, 边界层大气的夹卷作用和下垫面蒸散水汽供应等[24, 30]。以水汽过量氘(dv)为例, 水汽过量氘值下午较高, 部分研究者认为是下垫面蒸散水汽的补给所致[26, 31, 35], 也有研究者认为下午边界层顶部的夹卷作用是水汽过量氘偏高主控的原因[24]。
下垫面蒸散对于大气水汽同位素的贡献仍具有不确定性, 而森林内部不同类型液态水氢氧稳定同位素组成及其分布对探索大气水汽同位素组成具有重要作用。加拿大南部的波登森林位于五大湖附近, 其代表着温带地区自然再生的落叶阔叶混合林[36]。根据该森林生态系统氢氧稳定同位素和常规环境要素的同步观测资料, 分析该生态系统不同液态水、不同高度大气水汽和蒸散同位素的时空分布特征, 探讨蒸散对边界层水汽同位素的影响情况。本研究有助于补充扩展全球不同气候梯度和生物梯度生态系统同位素的分布特征, 并为研究森林叶水同位素富集以及陆―气之间碳水交换(18O-CO2和18O-H2O)提供参考依据。
1 材料与方法 1.1 站点描述试验站点为加拿大安大略省南部的波登森林研究站(44°19′N, 79°56′W), 该站隶属于加拿大碳计划通量站(Canada Carbon Program Flux Stations)。该森林主要的树种为红枫(Acer rubrum L.)、北美白松(Pinus strobus L.)、大齿杨(Populus grandidentata Michx.)和白蜡木(Fraxinus Americana L.), 所占比例分别为52.2%、13.5%、7.7%和7.1%[37]。冠层平均高度为22 m, 最大叶面积指数为4.05。该站年平均温度为6.5 ℃, 年均降水量858 mm[36]。森林土壤类型为壤砂土, 沙土含量随着深度而增加[4], 土壤饱和含水量为46%[5]。本试验的观测时段为2009年5月28日到8月20日, 处于植被生长季。
1.2 大气水汽同位素原位观测用δ表示同位素组成, δ为样品与维也纳标准平均海洋水(Vienna Standard Mean Ocean Water, V-SMOW)同位素比率的千分差, 即：
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其中, Rsample为样品18O与16O(或D与H)同位素比值, RV-SMOW为标准水同位素比值, 其中18O/16O=2.0052×10-3, D/H=1.5576×10-4(Hayes, 1983)；δ18O为H218O同位素组成, δD为HDO同位素组成。
过量氘表征氢氧稳定同位素分馏的差异, 表达式为：
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大气水汽的HDO和H218O组成(δDv和δ18Ov)的观测采用闭路式观测方法, 在冠层以上距离地面25.8 m和36.8 m通量塔上各设置1个进气口, 在土壤上方0.45 m和1.45 m高度处各设置1个进气口。观测仪器为可调谐二极管激光光谱分析仪(型号TGA100A, Campbell Scientific Inc., 美国)。该试验每周一到周五, TGA测量冠层上方25.8 m和36.8 m两个高度大气的水汽同位素组成, 周六和周日则测量土壤上方0.45 m和1.45 m两个高度的大气水汽同位素组成。
为避免水汽在采样管内壁凝结, 用加热带加热样品室、采样管和同位素分析仪, 确保采样管内温度都高于40 ℃[2]。因同位素分析仪在测量水汽同位素时存在浓度依赖性, 为了消除其对观测结果的影响, 采用滴定蒸发系统和干空气机相结合的方式, 激发出几股水汽浓度不同但同位素组成相同的水汽, 用于标定观测结果[2, 7, 29, 38]。同位素分析仪的采样频率为1 Hz, 在滴定装置温度为15 ℃时, δ18Ov和δDv的测量精度为0.11‰和1.1‰[24]。
1.3 通量廓线法计算蒸散同位素组成本研究采用通量廓线法计算生态系统蒸散水汽和土壤蒸发水汽的同位素比率, 如下：
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(3) |
其中, Rd为校准水的18O与16O(或D与H)同位素比值, x为仪器观测的H216O混合比, x′表示H218O(或HDO)的混合比, 下标1和2表示两个校准水汽, 3和4分别表示上下进气口的环境大气水汽[2]。冠层蒸散水汽的同位素组成采用25.8 m和36.8 m观测的大气水汽同位素比率计算得到, 土壤蒸发水汽的同位素组成则是根据0.45 m和1.45 m观测数据得到。
1.4 同位素通量的计算方法同位素通量(Isoflux)可以衡量下垫面蒸散对于水汽同位素的贡献[2], 通过如下公式获得：
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其中, δET为生态系统蒸散(或土壤蒸发)同位素组成, δv为大气水汽同位素组成, FET为生态系统蒸散(或土壤蒸发)速率。
1.5 生态系统不同来源液态水同位素观测本试验观测叶片水、枝条水、土壤水、地下水和降水等生态系统水源液态水的同位素组成。选取红枫、大齿杨和白蜡木3种主要树种的枝条和叶片, 去除中心叶脉后密封冷藏, 枝条选取非绿色枝条去除韧皮部后密封冷藏。每2—5 d进行一次采样, 采样时间为东部标准时间的12:00, 采样时保证叶片表面没有水分残留, 在试验期间一共有26次采样[5]。每周采集一次土壤样品, 深度分别为5、10、50 cm, 密封冷冻。每次降水时采集降水水样, 使用直径为15 cm的塑料漏斗放在绝热聚乙烯塑料瓶上收集降水。地下水是从水井中采样, 本次实验期间共采集两次地下水。所有液态水同位素组成用质谱仪(型号Delta Plus XL, Thermo Fisher Scientific, 德国)测量, δ18O和δD的测量精度分别为0.1‰和1.3‰[5, 32]。
1.6 涡度相关通量和气象因子观测在通量塔33.4 m高度处搭载有闭路式涡度相关系统测量整个生态系统的水汽通量、感热潜热通量、二氧化碳通量和动量通量, 主要仪器为三维超声风速计(型号CSAT3, Campbell Scientific Inc., 美国)和红外气体分析仪(型号Li-6262, LI-COR, 美国)。在同一高度安装微气象观测系统, 用于测量气温和相对湿度(型号HMP45A, Vaisala, 芬兰)以及长波辐射(型号CNR1, Campbell Scientific Inc., 美国), 在42 m高度处测量入射光合有效辐射(型号Li-190SB, LI-COR, 美国)。其他配套观测包括叶片湿度(型号237, Campbell Scientific Inc., 美国)、降水量(型号Belfort, Baltimore, 美国)、土壤温度(型号105T, Campbell Scientific Inc., 美国)和土壤含水量(型号CS615-L, Campbell Scientific Inc., 美国)。
2 结果与分析 2.1 生态系统不同来源液态水同位素组成的变化特征加拿大落叶林生态系统液态水(降水、土壤水、枝条水和叶片水)的H218O和HDO组成时间序列如图 1所示。整个生长季降水的H218O和HDO组成(δ18OP和δDP)平均值分别为(-7.3±2.1)‰和(-54.5±0.3)‰, 波动范围分别为-14.6‰—-0.2‰和-115.2‰—-9.8‰。不同深度土壤水的H218O和HDO组成(δ18OS和δDS)变化趋势基本一致, 土壤越深, δ18OS和δDS波动越平缓, 5、10、50 cm深度土壤水δ18OS的平均值分别为(-7.5±2.1)‰、(-7.4±1.6)‰和(-7.9±0.8)‰, δDS的平均值分别为(-64.5±15.4)‰、(-62.3±11.6)‰和(-66.5±5.6)‰。地下水H218O和HDO组成(δ18OG和δDG)的平均值分别为(-12.3±0.2)‰和(-83.9±1.3)‰。3个树种枝条水HDO和H218O组成存在明显差异, 其δ18OW的平均值为(-8.8±1.4)‰、(-9.0±1.2)‰和(-8.5±0.9)‰, δDW的平均值为(-75.9±6.0)‰、(-74.6±7.9)‰和(-72.6±5.5)‰。白蜡木、白杨和红枫三种树木叶片水H218O组成(δ18OL)的平均值为(5.8±4.8)‰、(5.0±4.9)‰和(9.3±5.0)‰；叶片水HDO组成(δDL)的平均值为(-40.3±16.6)‰、(-40.0±16.0)‰和(-36.0±14.4)‰。综上所述, 地下水的同位素富集程度最低, 叶片水同位素富集程度最高；叶片水和降水同位素组成的变化范围较大。
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| 图 1 2009年森林生态系统不同液态水(降水、土壤水、地下水、枝条水和叶片水)的δ18O和δD时间序列图 Fig. 1 Time series of δ18O and δD for different ecosystem water pools (including precipitation, soil water, ground water, twig water and leaf water) in the forest, 2009 |
图 2显示, 生长季内降水过量氘(dP)的平均值为(3.9±0.2)‰。dP波动范围较大, 最大值为10.9‰(DOY160, 6月9日), 最小值为-20.4‰(DOY176, 6月25日)。不同深度5、10、50 cm土壤水过量氘(dS)的平均值分别为(-4.9±4.3)‰、(-3.5±2.4)‰和(-3.2±2.4)‰。土壤各层中表层土壤水dS的变化幅度最大, 最大值为3.0‰(DOY177, 6月26日), 最小值为-14.2‰(DOY170, 6月19日), 10、50 cm深土壤水的dS基本相等。地下水过量氘(dG)比浅层土壤水高, 其均值为(14.2±0.7)‰。白蜡木、白杨树和红枫三个树种枝条水过量氘(dW)均值分别为：(-5.5±6.4)‰、(-2.4±3.1)‰和(-4.8±3.8)‰。白蜡木的dW变化振幅最大达到25.8‰, 变化幅度最小的是白杨树, 为12.2‰。相比于生态系统其他液态水, 叶片水的过量氘(dL)数值最低并且波动幅度最大, 以上3种树木dL平均值依次为(-86.5±26.8)‰、(-79.7±26.7)‰和(-110.5±29.5)‰, 且3种树木变化趋势较为一致, 其中白杨树叶片水过量氘较高, 变化范围为-144.6‰—-31.7‰之间, 红枫叶片水过量氘含量最低并且最为离散, 在-180.4‰—-45.1‰范围内波动。
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| 图 2 2009年森林生态系统不同液态水过量氘的时间序列图 Fig. 2 Time series of deuterium excess for different ecosystem water pools in the forest, 2009 |
冠层上下大气水汽同位素组成的时间变化特征如图 3所示。4个观测高度(近地面：0.45 m和1.45 m、冠层上方：25.8 m和36.8 m)的大气水汽δ18Ov的平均值分别为(-18.4±3.0)‰、(-18.6±3.1)‰、(-19.8±2.9)‰和(-20.0±3.0)‰；δDv分别为(-138.2±21.2)‰、(-138.9±21.7)‰、(-143.5±21.6)‰和(-144.2±21.4)‰；dv均值分别为(8.3±11.4)‰、(9.3±11.4)‰、(14.5±9.5)‰和(15.9±9.1)‰。冠层上方大气水汽的同位素富集程度比近地面偏低, 近地面水汽同位素组成变化幅度更大；相邻两个观测高度上同位素组成差异较小。需要指出的是近地面和冠层上方的观测不是同时开展的, 以上比较只限于该生长季的平均状况。
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| 图 3 2009年森林生态系统上方(25.8 m圆点)和近地层(0.45 m圆圈)大气水汽同位素组成的时间序列 Fig. 3 Time series of the isotopic composition of atmospheric water vapor above the forest canopy (25.8 m dots) and near the soil surface, 2009 (0.45 m circles) |
图 4显示, 不同高度大气水汽同位素组成存在差别, δ18Ov和δDv随着高度上升而减小, dv随着高度的升高逐渐增加。近地面δ18Ov和δDv分布呈现“W”的日变化特征, 日出后逐渐减小, 且在10:00和15:00左右分别达到极低值, 13:00前后达到白天最大值, 夜间则保持在较高水平。冠层上方δ18Ov和δDv呈现白天低夜间高的日变化特征, 上午逐渐降低, 12:00—19:00出现小幅波动, 15:00达到小高峰, 19:00之后δ18Ov逐渐回升。dv白天高夜间低, 上午逐渐升高, 近地面大气dv日变化幅度大于冠层上方大气, 0.45 m高度处dv最大值(19.0‰)出现在正午时刻, 最低值(2.4‰)在凌晨。冠层上方(25.8 m)大气dv日组分变化范围为9.5‰—21.1‰, 最低值和最高值分别出现在早上6:00和上午10:00左右, 整个下午都维持较高水平内, 下午18:00之后逐渐下降。夜间边界层逐渐稳定, 蒸散减弱, 近地面和冠层上方dv分层明显, 变化平缓。
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| 图 4 森林生长季大气水汽同位素组成的日组分特征 Fig. 4 Diurnal composites of the isotopic composition of atmospheric water vapor during the growing season of forest |
由于傍晚到次日凌晨上下进气口水汽浓度差异很小, 公式3的分母非常小, δ18OE和δ18OET的观测结果误差较大, 因此只讨论9:00—19:00的变化情况。图 5显示, 9:00以后δ18OE逐渐降低, 13:00达到最小值-15.2‰, 下午稳定在-7.0‰左右。而δ18OET在9:00—19:00呈现“M”型的变化特征(图 5)。正午和15:00分别达到双高峰-1.2‰和-1.1‰, 15:00和19:00都是低谷值在-10.0‰左右, 19:00之后迅速升高。9:00—19:00之间δ18OET的平均值为-5.7‰, 日变化范围为-11.2‰—1.1‰。
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| 图 5 森林生态系统土壤蒸发、生态系统蒸散δ18O的日组分特征 Fig. 5 Diurnal variation of δ18O for soil evaporation and ecosystem evapotranspiration in the forest |
图 6显示, 9:00—19:00冠层上方和近地面的同位素通量都大于0, 近地面和冠层上方大气水汽δ18Ov均出现富集现象。冠层上方同位素通量在白天呈现“M”型分布, 在12:00和16:00达到高峰值, 最高为147.5 mmol m-2s-1‰, 15:00左右较低为66.9 mmol m-2s-1‰。土壤上方同位素通量波动起伏频繁, 其白天高夜间低, 8:00左右近地面δ18O通量小于0, 而该时刻近地面δ18Ov迅速下降(图 4), 9:00点达到最大值43.0 mmol m-2s-1‰, 正午时刻近地面δ18O通量较小为3.7 mmol m-2s-1‰。观测数据显示, 白天土壤蒸发和生态系统蒸散都有使大气H218O更加富集的趋势。
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| 图 6 森林冠层上方和土壤上方H218O同位素通量的日组分特征 Fig. 6 Diurnal composites of H218O isoflux above the forest canopy (top panel) and near the soil surface (bottom panel) |
各水体中氢氧稳定同位素都存在一定的相关关系。在陆地生态系统中, 降水、土壤水、地下水和大气水汽的δD-δ18O关系有各自的特征但是也存在一定规律。图 7显示, 当地大气降水线(LWL)为δD=7.7δ18O-0.8(R2=0.95, P < 0.01), 与全球大气降水线有轻微偏离[39]。各地的大气降水线受到当地气象环境因素控制以及下垫面水汽供应的影响, 其斜率与截距有所不同[40]。比如, 中国大气降水线斜率为7.48, 而在中国中南部地区春季由于大气干燥, 降雨的再蒸发导致该区域降水重同位素明显富集, 降水线斜率为5.36[41]。当地土壤水氢氧稳定同位素的分布(当地蒸发线LEL)为δD=7.4δ18O-8.3(R2=0.93, P < 0.01), 斜率和当地大气降水线(LWL)非常接近, 主要是因为该森林冠层密闭度较高, 土壤蒸发弱。水汽蒸发面的蒸发强度越大, LEL的斜率越低。例如澳洲南部的寒温带森林, 由于冠层覆盖度不高, 其表层土壤水蒸发线的斜率为3.7[42]。本研究的森林所在地的五大湖区, 湖水蒸发线的斜率为8, 受到蒸发、高纬度的重同位素贫化的降水补给和地表径流等的综合作用使其斜率与GMWL相等[43]。但是在更低纬度的湖泊蒸发线斜率较低, 如中国东部浅水湖泊太湖全年LEL斜率低至5.5[44]。相比于较为封闭的湖泊, 同纬度区域的河流蒸发线的斜率一般较高, 例如北美所有河流水线(RWL)的斜率为8.2[45], 而中国湘江流域河流的LEL斜率为8.02[46]。本研究中森林生态系统地下水分布在当地大气降水线的左侧, 比土壤水氢氧稳定同位素更加贫化。位于大气降水、土壤水以及水汽相接处, 这也表明地下水的来源是区域或更大尺度上的降水和地表径流。
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| 图 7 加拿大落叶林生态系统不同液态水和大气水汽的H218O和HDO组成关系图 Fig. 7 The relationship of δ18O and δD for different ecosystem water pools and atmospehric water vapor in the Canada deciduous forest |
蒸腾和蒸发过程中的同位素动力学分馏效应, 使叶片水重同位素比枝条水更富集, 大气水汽最贫化。枝条水氢氧同位素分布集中在土壤水周围, 并且位于LEL右侧, 表明植被根系吸收到枝条传输过程的同位素分馏作用很弱。该森林各树种的根系同位素分布存在轻微差异, 白蜡木枝条过量氘变化幅度大(图 2), 说明其根系分布在浅层土壤居多[5]。与降水相比叶片水δ18O更富集, 其氢氧稳定同位素的关系(叶片水蒸腾线[47])为δDL=3.2δ18OL-60.3(R2=0.69, P < 0.01), 斜率较小, 主要是受到当地环境要素(湿度和温度)的影响[48-49]。已有研究表明大气湿度较低时, 叶片水蒸腾线斜率也较低, 在半干旱地区几种叶片的平均值分布在2.1—2.8之间[50], 说明植被蒸腾过程中存在较强的动力学分馏过程[48, 51]。水汽中氢氧同位素组成明显低于叶片水, 该森林冠层内外大气水汽δDv-δ18Ov的回归关系式为δDv=7.2δ18Ov -2.1(R2=0.84, P<0.01), 其中上下层水汽同位素分布略有差异, 冠层上方和近地面水汽δDv-δ18Ov斜率分别为7.25和7.03。大气水汽氢氧同位素较为贫化且分布在大气降水线附近[26, 31], 其斜率显著高于叶片水蒸腾线斜率, 而略低于大气降水线斜率, 这是由于HDO的扩散系数比H218O大, 在下垫面水汽蒸发以及云下二次蒸发过程中其分馏速率相对较大所致[34, 52]。研究森林生态系统不同来源水δD-δ18O分布, 并分析其对于环境要素的响应, 对于稳定同位素分馏机制的理论研究具有重要的意义。
3.2 大气湿度对dv的影响大气湿度是指示大气dv最佳的气象要素[33]。Welp等[24]根据同一站点下午均值水汽过量氘(dv)与大气相对湿度(RHS)得出dv与RHS的线性回归系数为-0.22‰/%(R=-0.57, P < 0.01), 本研究为-0.37‰/%(R=-0.57, P < 0.01)。图 8显示, 该森林半小时平均dv随着RHs的变化率(dv/RHs)为-0.55‰/%(R=-0.38, P < 0.01), 冠层上方和冠层内部分别为-0.54‰/%(R=-0.47, P < 0.01)和-0.55‰/%(R=-0.33, P < 0.01)。许多研究也表明dv与RHS存在显著的负相关性[25, 53], 说明下垫面对大气水汽同位素的贡献不可忽略。当然, 水汽过量氘值还受控于水汽来源蒸发环境, Pfahl和Wernli[54]用后向轨迹模拟出海洋表面20 m相对湿度与dv之间的相关系数达到-0.84。
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| 图 8 森林上方下午(12:00—18:00) dv与表面相对湿度、水汽混合比和分布 Fig. 8 dv versus surface relative humidity (RHS) and water vapor mixing ratio (w) in the afternoon (12:00—18:00) above the forest canopy |
图 8显示，在下午12:00—18:00期间，dv随着大气水汽混合比(w)的增加而减小, 其变化率为-1.84‰/(mmol mol-1) (R=-0.41, P < 0.01), 冠层上方和下方dv/w分别为-1.58‰/(mmol mol-1) (R=-0.42, P < 0.01)和-1.88‰/(mmol mol-1)(R=-0.39, P < 0.01)；dv与w下午均值的相关性为-0.61(P < 0.01)。已有研究结果指出水汽同位素组成与w呈现对数分布关系[2-3, 30, 35], 这种关系说明水汽团在平移过程中发生瑞利分馏。尽管瑞利分馏不影响水汽过量氘[55], 但是本研究中dv与w的块平均依然分布在dv与w对数关系曲线周围, 如8所示, dv与w的对数关系为y=46.97-10.52ln(x)。
3.3 土壤蒸发和生态系统蒸散对大气水汽同位素组成的影响蒸散同位素组成受环境条件和叶片水同位素富集程度的共同影响, 同时也影响着大气水汽同位素组成。同位素稳态假设指蒸腾水汽的同位素组成与进入植物体的水分的相等[56], 但是研究者发现这样的状态一般很难达到[57], 它取决于叶片表面湿度以及叶片水的周转速率[58]。在正午前后, 蒸腾速率快、叶水周转时间短, 蒸腾趋于同位素稳态[17]。12:00—15:00期间, 相对湿度很低, 蒸腾速率较强，此时间段蒸腾同位素接近枝条水同位素(趋于稳态)[37, 59-61]。15:00之后, 相对湿度开始增加, 加之下午叶片水同位素较富集[15], 因此蒸散δ18O ET迅速增加。有研究表明, 蒸腾作用促使边界层大气重同位素富集[2], 但是过量氘对蒸散强度如何响应则缺乏研究。本文结果显示冠层上方和近地面大气dv与FET(FE)分别呈极显著相关关系(R=0.10, P < 0.01; R=0.39, P < 0.01), 线性回归系数分别为3.34‰/(mmol m-2s-1)和12.4‰/(mmol m-2s-1)。在12:00—18:00期间, dv与FET(FE)的日均值之间也呈现极显著的相关性, 相关系数分别为0.25(P < 0.01)和0.54(P < 0.01)。
已有研究表明, 大气水汽同位素组成主要受到平流气团、边界层夹卷和下垫面蒸散发控制[24, 26, 31]。平流气团在较长的时间尺度上影响水汽同位素组成, 因此大气水汽同位素随着天气过程的演替存在周期性变化(图 3)。早上湍流发展并逐渐增强, 使上层具有较低氢氧同位素组成和高过量氘大气进入边界层[24, 30], 因此早上δ18Ov和δDv迅速降低而dv上升。Welp等[24]根据SiLSM模型[62]和ISOLES模型发现下垫面蒸散对大气水汽同位素组成的日组分变化可能有重要贡献。图 3中δ18Ov在白天12:00—18:00先升高后下降, 而同位素通量白天均为正表明下垫面蒸散和土壤蒸发对于大气水汽同位素组成上升均有促进作用(图 6)。该森林土壤蒸发较弱, 对大气水汽H218O富集的最大贡献率为43.0 mmol m-2s-1‰；蒸散对水汽H218O组成的增加最大贡献率可达147.5 mmol m-2s-1‰。15:00时蒸腾速率最大, 此时δ18OET较低接近木质部δ18O值(图 5), 结合图 6同位素通量日变化, 推断当植被趋于稳态时, 蒸腾对于δ18Ov增加有促进但贡献不大。在非稳态条件下, 特别是植被蒸腾也较大时, 蒸腾对于水汽同位素组成有较强富集作用。但是大气水汽同位素组成白天仍低于夜间, 表明大气水汽同位素组成日变化的主要控制过程并不是下垫面蒸散, 而是受大气平流和边界层夹卷等多个过程综合控制。
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| 图 9 dv与森林生态系统蒸散和土壤蒸发之间的关系(12:00—18:00) Fig. 9 Correlation between dv with forest ecosystem evapotranspiration and soil evaporation in the afternoon (12:00—18:00) |
本研究根据加拿大落叶林生长季不同来源液态水以及大气水汽同位素组成的观测数据, 发现该森林生态系统不同来源液态水同位素组成存在明显差异, 冠层上方水汽同位素比土壤上方贫化。水汽过量氘与大气湿度存在显著的负相关关系, 与蒸散蒸发速率存在显著的正相关关系。白天生态系统蒸散和土壤蒸发都会使大气水重汽同位素富集。蒸散水汽中氧同位素组成在正午和傍晚较高, 下午较低, 这与蒸腾速率和叶片水重同位素富集有关。因此, 在蒸散同位素模拟研究中, 需要考虑时间变化特征及环境要素的影响。
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