在植物水分来源及利用研究中的应用

1.氢、氧同位素与植物水分来源的研究

水是植物生命活动中不可缺少的成分之一。植物体内的氢、氧元素在很大程度上依赖于供给的水分。特别是氢，几乎全部来源于水(严昌荣，1998)。在陆地表面和大气之间的蒸发蒸腾作用形成大量水分和能量的循环，植物所能利用的水分主要来自降水、土壤水、径流和地下水。土壤水、径流和地下水最初也来自降水，但由于物理的蒸发和凝聚过程、汇水盆地的大小和海拔高度、地下蓄水层的深度和地质特征、土壤亚表层水分的溶解性和水分运动速度等因素的差异，各个库会具有不同的氢和氧同位素特征值。植物在吸收、运输水分和蒸腾的过程中表现出自身的氢、氧同位素变化规律，首先是植物根系在吸收水分时，氢、氧稳定同位素一般不会发生同位素分馏(White et al.，1985;Gonfi- antini，1965;Wershaw，1966;Zimmermann，1966)。Zimmerman et al.(1967)在研究植物吸收水分对氢、氧稳定同位素的影响时设计了这样一个实验，即将植物固定种植在充满水的瓶中，瓶的周围用蜡密封，让瓶中二分之一的水通过植物根系吸收、运输最后蒸腾到大气中，测定瓶中剩下水的氢、氧同位素，结果显示剩余水并没有氢、氧重同位素的富集，田间试验也得出同样结果。

水分被植物根系吸收由下部沿木质部向上运输时，水分是以液流形式进行的，这种运输方式不存在汽化，因而在水分运输过程中一般不发生氢、氧同位素分馏。有许多研究结果都证实了这一点。例如White等(1985)在研究白松时，发现在白松1.5m处木质部水分的氢、氧同位素组成几乎完全同它们所利用水分的氢、氧同位素组成一样。有些研究发现，在不同高度的木质部中水分的氢、氧同位素组成有变化。根据Bricout(1978)对不同高度木质部和韧皮部水分氢、氧同位素的研究，随着高度增加，木质部、韧皮部的水分在蒸腾时会发生氢、氧重同位素的强烈富集。

我们知道，地球上水的氢、氧同位素组成表现出了明显的时间、空间分布规律。地下水、土壤水、雨水、河水的氢、氧同位素都具有自身的变化规律，而在一个具体地点，植物可利用水源的氢、氧同位素组成有其相对稳定的特征(严昌荣，1998)。

根据植物在利用水分时氢、氧同位素的变化规律和水源氢、氧同位素的时空变化特点，我们就可以通过研究植物体和可能被利用水源的氢、氧同位素来确定植物的水分来源，也可以通过比较不同层次土壤中水分和植物茎木质部水分的D和¹⁸O值，分析水源与植物的同位素组成的关系，从而确定植物吸收哪一层土壤的水分，判断植物对不同来源水分的相对利用情况，例如土壤水、雨水、地下水，通过植物对不同水源利用的情况，可以进一步了解根系在土壤剖面中的活动和植物自然群落对水分利用的差别，例如判断植物根系有效吸收水分的区域。目前，氢、氧同位素在确定植物利用水分来源方面已经得到广泛的应用。如White等人(1985)研究美国纽约州沼泽土壤的5种针叶植物时发现，在晴天它们所利用的水分几乎全部来自地下水，而雨后5天时间内这5种植物除继续利用少量地下水外，大部分利用的是雨水。Mensforth(1994)等人在利用氢、氧同位素研究澳大利亚河岸桉树时确定，在生长季节里，河岸10～40m范围内的桉树不是利用的土壤水而是利用较深的地下水。生长在河旁0～1m范围的树除了直接利用河水外，还利用了地下水和土壤水，各种水源的比例因季节的变化而不同。

一般情况下，植物根系从外界获取水分时不发生氢、氧同位素分馏，但在一些特殊场合，同位素分馏现象是存在的(严昌荣，1998)。如林光辉(1972)用稳定同位素研究海岸红树水分来源的问题，认为红树并不是完全利用的海水。同时还发现海岸红树在吸收水分时，发生氢同位素分馏而没有发生氧同位素分馏。他认为这是由红树根特殊的解剖结构决定的，即红树有很完整的Casparian带，周皮上少有水分横向运输的通道，因而水分要穿过周皮进入中柱时就比较困难，往往需要键的断裂。氢和氘质量差异达100%，氢－氢键和氢－氘键相比，键能要低41.4%。这个时候要打断氢－氘键就要花费较大能量，而不同质量氧同位素之间的键能差异要小得多，从而造成氢同位素分馏而氧同位素基本上不存在分馏的现象。因此，在利用氢、氧同位素确定植物利用水源问题时要注意植物的特性，并且同时测定氢、氧两种同位素以防判断错误(严昌荣，1998)。

下面简单介绍下利用氢、氧同位素研究植物水源的定量方法。

利用二元或三元线性混合模型(two-or three-compartment linear mixing model)(J.W.White，1985;J.Gergg，1991)，可以估算出植物对不同水源的相对使用量。当植物有两种水分来源时:

同位素地球化学

当存在3个或3个以上水分来源时，计算公式以此类推:

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式中:δD(δ¹⁸O)为植物木质部水分的氢或氧同位素组成;δD₁(δ¹⁸O₁)、δD₂(δ¹⁸O₂)、δD₃(δ¹⁸O₃)为水源1、2、3的氢(氧)同位素组成;x₁、x₂、x₃为水源1、2、3在植物所利用的水分总量中所占的百分数。

木质部氢和氧同位素的分析为研究植物吸收水分来源提供了信息，而不用对地下根系进行破坏性的取样，为了解植物利用水分动态提供了很好的手段。但目前它还具一定的局限性，混合模式所能计算的水分来源只能有2个，最多3个，并且要求这2个或3个潜在水源之间有明显不同的δD和δ¹⁸O值。

2.碳同位素与植物的水分利用

过去测定植物水分利用效率(Water Use Efficiency，WUE)方法有两种:一是测定植物在较长一段时间内生长过程中形成的干物质量和耗水量，以每千克水产生多少克干物质(克干物质/千克水)来表示水分的利用效率;另一种方法是在较短时间内测定光合速率(A)和蒸腾速率(E)，以光合速率/蒸腾速率(微摩尔二氧化碳/毫摩尔水)表示水分利用效率。这两种方法都有一定的局限性。现在国际上常用的是第三种方法，即碳同位素技术，这种技术的主要原理是利用碳同位素比(¹³C/¹²C，记为δ¹³C)与C₃植物的水分利用效率具很好的相关性，从而将其作为植物水分利用效率的指标，它为植物的水分研究特别是植物长期水分利用效率的研究提供了一个新的方法和途径，克服了常规方法只能研究短时间和瞬时植物水分利用效率的缺点。

大气中的碳总是以CO₂的形式通过植物叶片的气孔进入植物体。在植物张开气孔获得CO₂的同时，伴随着水分的蒸腾散失，在土壤－植物－大气水分的体系中，水分往往影响着气孔行为，进而影响植物对CO₂的吸收。叶片气孔阻力对进入植物叶片中的二氧化碳的量及其相应的同化起着决定性的作用。另一方面，植物根系从土壤中吸收的水分，绝大多数通过叶片的蒸腾作用散失到环境中，蒸腾速率的大小也主要决定于叶片气孔阻力。所以，植物气孔张开度的大小不仅在一定程度上决定植物同化二氧化碳的速率，也决定了植物的水分丢失的快慢和多少，因此植物的水分利用效率大小是由植物二氧化碳同化速率和蒸腾效率决定的(容丽，2006)。

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式中:WUE为植物的水分利用效率(mmolCO₂/mmolH₂O);A为植物的光合效率(mmolCO₂/m²·min);E为植物的蒸腾效率(mmolH₂O/m²·min)。

水分利用效率(WUE)有多种表示方法。在生理层次上，WUE是指植物单位时间内蒸腾的水量与同化CO₂的量之比值，可用CO₂(g或mol)/H₂O(g或mol)表示，也可用蒸腾效率(每蒸腾1kg水所形成的干物质克数)表示。也有人用蒸腾效率的倒数———需水量表示。在群落层次上，WUE是指单位土地面积上作物产量或干物质与蒸散量(evapotranspiration)之商。蒸散量是单位土地面积上土壤蒸发水量和作物蒸腾水量之和。

Farquhar(1982，1989)从理论上论证了植物组织，尤其是C₃植物的¹³C/¹²C比值(δ¹³C)可以反映不同植物的C_i/C_a和水分利用效率(WUE)。许多研究已证实，植物叶片δ¹³C值与胞间CO₂浓度(C_i)之间存在紧密关系(图18－1)，δ¹³C值随C_i值增大而降低，因此，植物叶片胞间CO₂浓度成为影响δ¹³C值最重要的环境因素。由于植物水分利用效率又与C_i值显著相关，高的水分利用效率与更正的δ¹³C值相关，而同位素可以整合许多其他难以测量的生理差异，δ¹³C已被用于甄别C₃植物的水分利用效率(WUE)。因此，植物的长期水分利用效率可以通过叶片的δ¹³C值来指示。

δ¹³C分析是评估C₃植物叶片细胞间平均CO₂浓度(C_i)的有效方法。从1982年开始，Farquhar等进行了一系列关于同位素比值与植物组织水分利用效率方面的研究，从理论上论证了植物组织，尤其是C₃植物的¹³C/¹²C比值(δ¹³C)与叶片胞间CO₂浓度和大气CO₂浓度之比(C_i/C_a)有关:

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式中:δ¹³C_P代表植物组织中碳同位素组成;δ¹³C_a代表植物生长环境中大气CO₂的δ¹³C值;C_i与C_a分别指植物在生长时纤维素细胞间和大气的CO₂浓度(分压);a与b为分馏系数，a是CO₂经气孔扩散过程引起的分馏效应(=－4.4‰)，b是C₃植物羧化作用引起的分馏效应(－27‰)。

图18－1 胞内及大气CO₂分压与碳同位素分辨率的关系(Farquhar，1989)

大气CO₂通过叶片气孔向叶内扩散产生动力学分馏，进入叶肉内的CO₂相对于大气CO₂，其δ¹³C值约降低4.4‰左右;CO₂进入光合循环，转化为有机物质的过程中同样也产生动力学分馏，由于¹³CO₂键能较¹²CO₂大，树木同化¹²CO₂较¹³CO₂多，导致δ¹³C值降低27～29‰(刘广深，1996)。尽管CO₂扩散到叶里与羧化反应这两个过程都导致¹³C分馏，且使δ¹³C值更负，但这两个因素却是相互制约的，其中一个过程分馏程度的增加将引起另一个过程分馏程度的减小(D.L.Hemming.，1998)。即，当气孔对扩散气流的阻力为最小时，气孔完全开放，叶面边界层厚度变薄，大气与植物叶面CO₂的分压C_i/C_a趋于1，羧化分馏系数达到最大(即b≈－27);相反，当气孔阻力最大时，气孔几乎完全关闭，边界层带变厚，C_i/C_a趋于0，扩散过程分馏系数最大(即a≈－4.4‰)。

由上可知，植物的δ¹³C值与C_i和C_a有密切的联系。植物组织的δ¹³C值不仅反映了大气CO₂的碳同位素比值，也反映了C_i/C_a比值。C_i/C_a比值是一重要的植物生理生态特征值，它不仅与叶光合羧化酶有关也与叶片气孔开闭程度有关，因而C_i/C_a值大小也与环境因子有关。

另一方面，根据水分利用效率的定义，植物水分利用效率也与C_i/C_a有密切的联系，这可从下列方程式中看出:

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式中:A与E分别为光合速率和蒸腾速率;g为气孔传导率;ΔW为叶内外水气压之差。

植物对环境土壤水分的利用效率是由植物细胞间和叶面上大气层两者之间的水气压差和大气CO₂浓度共同决定的。Hemming(1998)研究得出，树轮δ¹³C值与环境的相对湿度之间有一个强烈的相关关系，这在其他许多研究中都发现过。实验证明，当降水不足以使空气相对湿度和土壤含水量降低时，植物为了减少水分的蒸发，往往会关闭一部分气孔，引起植物叶片内CO₂浓度下降，如果此时植物光合作用速率仍维持正常水平，则植物对CO₂的识别能力会降低，从而导致植物纤维素碳同位素δ¹³C值升高。

这样，δ¹³C值可间接地揭示出植物长时期的水分利用效率:

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由于植物组织的碳是在一段时间内积累起来的，故其δ¹³C值可以指示出这段时间内平均的C_i/C_a值及WUE值。很显然，这种方法比起常规叶片光合仪的测定优越得多，因为光合仪测定结果仅表示测定时短暂时间内植物的C_i/C_a和WUE值(Farquhar et al.，1989)。

许多研究表明，植物叶片δ¹³C值与植物细胞间CO₂浓度(C_i)之间关系密切，树木纤维素δ¹³C值随C_i值增大而降低，又因植物水分利用效率与C_i值显著相关，所以水分利用效率与δ¹³C值成正相关。Saurer(1997)研究了最近50年来生长在不同水分环境下的欧洲水青冈年轮纤维素中的δ¹³C与气候(特别是降雨量)之间的关系，与气候数据的相关分析表明，每年5、6、7月的总降雨量对δ¹³C有最强的影响。但这种相关关系在干旱地区比在湿润的地区表现更明显。

总体上说，有充足水资源可利用的条件下生长的植物具有较低的δ¹³C值，即较低的WUE(Schuster et al.，1992;Ehleringer，1993)。绝大多数结果都表明:植物δ¹³C随水分的增加而降低。但在大多数的研究中没有将其他因素，包括生物因素(植物间的竞争、植物的不同发育期、植物的不同部位、化学组成、叶龄、叶片的结构等)和非生物因素(水分、温度、湿度、光、CO₂浓度、海拔高度、土壤盐分、土壤养分、大气污染物等)对植物δ¹³C的影响分开(Stuiver& Braziunas，1987;李相博，1998;严昌荣，1998;苏波，2000)，因此植物δ¹³C的变化不仅包含了降水因素的影响，而且包含了其他环境因子的影响，它们的影响可能会叠加在水分的影响之上。因此，在解释植物δ¹³C对环境的反映及环境因子对植物生理特别是植物水分利用效率的影响时应注意考虑其他因素的影响。

3.碳同位素示踪生态转换系统中土壤有机质的变化

土壤有机质的源物质绝大部分来自地表生长的植物。因此，不同来源的土壤有机质也具有明显的δ¹³C值差异，源于C₃植物，－24.2‰～－29.1‰;源于C₄植物，－9.3‰～－15.2‰(刘启明，2002)。

土壤有机质的δ¹³C值除直接反映植被的δ¹³C值外，还受区域气候湿度的影响，湿度越大，同类植被下的土壤有机质的δ¹³C值越大(M.Saurer，1995)。随海拔的升高，空气湿度减小，土壤有机质的δ¹³C值减小(M.I.Bird，1994)，此外施加无机肥也会导致土壤有机质δ¹³C值的增大(A.B.Michael，1998)。

由于土壤有机质的碳同位素组成与其植被类型有很大关系，在毁林造田或退耕还林等生态系统发生转变的地域，碳同位素可以用来示踪土壤有机质的转变。以毁林造田地域为例，因为农田是在原有森林基础上开垦的，土壤有机质的源物质产生了C₃植物(森林)向C₄植物(农作物)的转变。也就是说，土壤有机质既有源于C₃植物的土壤有机碳(soil organic carbon，SOC₃)，又有源于C₄植物的土壤有机碳(SOC₄)，测得的土壤有机碳的δ¹³C值受两者的共同影响。因C₃植物和C₄植物的δ¹³C值差异(平均>15‰)远大于因微生物、大气CO₂等因素影响的变化(平均<3‰)，故可通过所测土壤样品的δ¹³C值，依公式(18－13)算出土壤有机质中源于C₃植物的土壤有机碳(SOC₃)和源于C₄植物的土壤有机碳(SOC₄)各占的百分比(设在森林基础上改种农作物)(刘启明，2002)。

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式中:δ为农田土样δ¹³C值;δ₀为作对比的森林土样δ¹³C值;δ₁为C₄植物δ¹³C值;f为SOC₄所占比例。

Jolivet等(1997)对法国西北部温带林转为玉米地的农林生态系统转换地域进行了研究，结果发现，毁林造田一方面加速了土壤有机质的降解，在毁林造田初期土壤有机质含量急剧减少。经过一定的时期后减少速率才有所变缓，大约需30～50年的时间，才能使土壤有机质的输入与流失总量在较低的有机质含量基础上重新建立平衡。另一方面，毁林造田引起土壤有机质的组分发生变化，经过多年(30～50年)耕作后，早期来源于森林C₃植物的土壤有机碳仍占土壤总碳的60%～80%，而源于农作物C₄植物的土壤有机碳仅占20%～40%。SOC₃年代较老，属于土壤有机质中稳定的部分，能在自然体系中持久保留，但只起着保持土壤结构的作用，而较为新鲜的SOC₄只占一小部分，不足以为地表作物提供足够的养分，导致土壤肥力下降。

Schwartz(1986)等在研究刚果一个深度260cm的剖面时发现:热带稀树大草原的C₄草类取代了C₃森林植被，A₁层有机质的δ¹³C值与现存C₄草类(δ¹³C值为－13.3‰)相似，而B层有机质的δ¹³C值与附近的C₃森林相近(δ¹³C值为－26.6‰和－27.8‰)，在B层发现的根化石碎片的δ¹³C值为－28.8‰，B层土壤形成于30000～40000年前，且很少有现代有机质被转移至A层以下。

刘卫国(2002)等对黄土高原主要植物及现代土壤有机碳的δ¹³C值进行了分析，对比了现代土壤和黄土－古土壤序列的有机碳同位素组成变化特征，结果发现，黄土高原现代植被以C₃植物为主，C₄植物主要来自适宜在暖湿条件下生长的禾本科植物，森林土壤的δ¹³C值明显低于黄土源面的碳同位素组成，现代土壤的碳同位素组成与现代植被的分布是一致的，据此推断，在相对暖湿的古土壤阶段C₄草本植物比例增加，在相对干旱的黄土阶段灌木和C₃草本植物比例增加。