蔣志云，姜皓月，賴 振，肖 雄，吳華武

(1. 華南師范大學(xué)地理科學(xué)學(xué)院，廣州 510631； 2. 中國(guó)科學(xué)院青藏高原研究所，北京 100101；3. 中國(guó)科學(xué)院流域地理學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，中國(guó)科學(xué)院南京地理與湖泊研究所，南京 210008)

壤中流是指在土壤中沿不同透水層界面流動(dòng)的水流[1]，是流域徑流過(guò)程的重要環(huán)節(jié)，不僅是地下徑流、湖水和河流的重要補(bǔ)給來(lái)源，還在水源涵養(yǎng)、泥沙遷移、流域水文循環(huán)與水量平衡等方面發(fā)揮重要作用[2-3]. 因此，關(guān)于壤中流的研究，尤其是壤中流的產(chǎn)流機(jī)制及其水分來(lái)源研究，已經(jīng)成為水文學(xué)和土壤學(xué)交叉研究的熱點(diǎn)問(wèn)題之一.

壤中流的產(chǎn)流過(guò)程主要受大氣降水和土壤水的共同影響. 降水是坡地徑流產(chǎn)流過(guò)程的先決條件，壤中流的產(chǎn)流量不僅與降水量呈顯著正相關(guān)關(guān)系，還受降水強(qiáng)度的影響[4-5]. 賈海燕等[6]采用人工降水模擬的方法研究降水強(qiáng)度與壤中流的徑流量的關(guān)系，發(fā)現(xiàn)降水強(qiáng)度越大則壤中流的徑流系數(shù)越小. 此外，降水前土壤水是聯(lián)系降水與壤中流的紐帶. 何靖等[7]在研究黃土高原土壤水與壤中流產(chǎn)生的關(guān)系時(shí)發(fā)現(xiàn):不同深度的土壤含水量會(huì)影響壤中流的產(chǎn)生. 目前關(guān)于壤中流產(chǎn)流過(guò)程的研究雖然較為廣泛，但對(duì)降水、土壤水及壤中流間的具體轉(zhuǎn)化規(guī)律缺乏深入認(rèn)識(shí)，尤其是壤中流的產(chǎn)流來(lái)源和機(jī)制尚不清楚. 在相態(tài)轉(zhuǎn)化過(guò)程中，氫同位素(2H)和氧同位素(18O)會(huì)發(fā)生差異性分餾，氫氧同位素值也會(huì)隨之而產(chǎn)生變化，故而起到良好的示蹤作用[8]. 因此，氫氧同位素示蹤技術(shù)在水分運(yùn)移[9]、土壤水分動(dòng)態(tài)[10]、徑流產(chǎn)流機(jī)制[6,8]和植物水分利用來(lái)源[11]等水文循環(huán)和生態(tài)水文過(guò)程研究中應(yīng)用十分廣泛.

高寒草甸是生長(zhǎng)在林線與高山冰雪帶之間濕潤(rùn)條件下的一種多年生中生草本植被類型，在世界范圍內(nèi)從北半球凍原帶到南極皆有分布，主要集中在北半球寒溫帶和溫帶的高山區(qū). 我國(guó)高寒草甸主要分布在大陸性氣候強(qiáng)、土壤含水量適中的東北、新疆、內(nèi)蒙古、青藏高原東北部和四川北部，占全國(guó)草地總面積的22.1%，屬于中國(guó)—喜馬拉雅和北極—高山植物區(qū)系[12-13]. 高寒草甸分布區(qū)是徑流產(chǎn)生的主要區(qū)域，在水源涵養(yǎng)和水土保持方面具有重要的生態(tài)服務(wù)功能[14-16]. 壤中流是徑流的重要組成部分[17]，高寒草甸生態(tài)系統(tǒng)中壤中流的產(chǎn)流機(jī)制復(fù)雜，除受降水形態(tài)、植被覆蓋和土壤性質(zhì)的影響外，還與高寒地區(qū)獨(dú)特的凍土融雪特點(diǎn)有關(guān). 目前，關(guān)于高寒草甸水文變化、地表徑流產(chǎn)流和生態(tài)系統(tǒng)的水分利用來(lái)源等方面已有較多研究[18-19]，但有關(guān)坡面壤中流的產(chǎn)流機(jī)制和產(chǎn)流來(lái)源的研究則相對(duì)缺乏. 本研究以青海湖流域高寒草甸為研究對(duì)象，采用穩(wěn)定氫氧同位素為示蹤手段，定量識(shí)別高寒草甸壤中流的水分來(lái)源，為高寒地區(qū)生態(tài)平衡和生態(tài)建設(shè)提供科學(xué)依據(jù).

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

青海湖流域位于青藏高原東北部，海拔在3 200～5 200 m之間，地形特點(diǎn)為西北高、東南低[20]. 高寒草甸在流域內(nèi)的分布集中在海拔 3 200 m 以上的寒冷、濕潤(rùn)和半濕潤(rùn)地帶，在青海湖流域水源涵養(yǎng)和土壤侵蝕控制方面起著十分重要的作用[14-16].

1.2 實(shí)驗(yàn)觀測(cè)與樣品采集

本研究選取青海湖流域中沙柳河子流域高寒草甸坡地(37°08′ N，97°36′ E,海拔約3 500 m)為實(shí)驗(yàn)樣地(圖1). 在研究樣地實(shí)地調(diào)查過(guò)程中發(fā)現(xiàn)坡上與坡中位置土壤的含水量較高，壤中流在此較為發(fā)育，所以在坡上、坡中位置挖掘壤中流觀測(cè)斷面，用集水槽插入土壤的各個(gè)層次(0～40 cm和40～80 cm)，壤中流則經(jīng)過(guò)導(dǎo)管從集水槽匯流至收集桶內(nèi)(圖1). 在距離壤中流觀測(cè)斷面10 m處，利用土壤水采集器(DLS,中國(guó)科學(xué)研究院地理科學(xué)與資源研究所)抽提不同深度(20、40、60、80 cm)的土壤水.

圖1 研究區(qū)位置及實(shí)驗(yàn)裝置示意圖

在研究期間(2013年4—9月)通過(guò)自制的降水收集器收集大氣降水樣品，每次收集的降水樣品代表當(dāng)次降水至下次降水期間的降水樣品. 降水量通過(guò)布置在高寒草甸坡面的自動(dòng)氣象站觀測(cè)獲得.

利用液態(tài)同位素分析儀LGR(DLT-100，型號(hào)：908-0008)分析測(cè)試水樣的穩(wěn)定氫氧同位素，測(cè)試地點(diǎn)在北京師范大學(xué)地表過(guò)程與資源生態(tài)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室. 穩(wěn)定氫氧同位素值(δD和δ18O值)通常是指所測(cè)得的氫氧穩(wěn)定同位素濃度與國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)水樣的氫氧穩(wěn)定同位素濃度的比值的千分差(‰)，計(jì)算公式如下：

δD=[RD/RV-D-1]×1000‰，

(1)

δ18O=[RO/RV-O-1]×1000‰，

(2)

其中，RD、RO分別表示水樣的氫、氧同位素比值，RV-D、RV-O分別表示國(guó)際標(biāo)準(zhǔn)水樣的氫、氧同位素比值.

1.3 水分來(lái)源計(jì)算

將當(dāng)次大氣降水(若當(dāng)日無(wú)降水則采用上次降水)和當(dāng)日同一深度的土壤水作為壤中流產(chǎn)流的2個(gè)水源端源，利用二源線性混合模型計(jì)算大氣降水和土壤水對(duì)壤中流產(chǎn)流的貢獻(xiàn)率. 降水前土壤水對(duì)壤中流的貢獻(xiàn)率f為[5]：

(3)

其中，δ18OSF、δ18OSW、δ18OP分別表示壤中流、土壤水、降水的δ18O值；大氣降水對(duì)壤中流的貢獻(xiàn)率為1-f. 當(dāng)壤中流全部來(lái)自于降水前土壤水時(shí)，f值為100%；當(dāng)壤中流全部來(lái)自于大氣降水時(shí)，f值為0.

2 結(jié)果分析

2.1 日降水量與降水的氧同位素值的變化特征

由圖2可知：研究時(shí)期該地區(qū)降水主要集中在5—8月，以小型降水事件為主，日降水量小于2 mm的天數(shù)占全部降水天數(shù)的50%以上，且并未觀測(cè)到壤中流產(chǎn)生；日降水量大于20 mm的僅有2次；產(chǎn)生壤中流的降水量約占總降水量的10%；大氣降水的δ18O平均值為-6.31‰，標(biāo)準(zhǔn)差為3.36‰，變化范圍為-17.27‰～0.78‰.

圖2 研究期間的日降水量與降水的氧同位素值

2.2 壤中流的氫氧同位素值及其與降水、土壤水的氫氧同位素值的關(guān)系

由圖3可知：坡上、坡中土壤水的δ18O值均隨土壤深度的增加呈現(xiàn)先減小后增加的趨勢(shì)，20～40 cm深度的土壤水的δ18O值最??；坡上、坡中土壤水的δ18O值的變化范圍分別為-7.73‰～-7.32‰、-7.96‰～-7.28‰，坡上土壤水的δ18O值的變化范圍較小；除20～40 cm外，坡上土壤水的δ18O值均比坡中土壤水的低.

圖3 不同坡位不同深度土壤水的δ18O平均值

由圖4可知：坡上和坡中深層壤中流的δD、δ18O值集中分布在當(dāng)?shù)卮髿饨邓€的下方；坡上壤中流的δ18O值較小且分布相對(duì)分散，坡中壤中流的δ18O值較大；坡上壤中流的δ18O值的標(biāo)準(zhǔn)差大于坡中壤中流的.

圖4 壤中流的氫氧同位素值與大氣降水的氫氧同位素值的關(guān)系

從壤中流、大氣降水和土壤水的δD與δ18O值的關(guān)系(圖5)來(lái)看：(1)坡上壤中流的δD、δ18O值主要集中分布于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€和深層(40～80 cm)土壤水線之間，且更靠近深層土壤水線(圖5A). (2)淺層、深層土壤水的δD、δ18O值的變化范圍相差不大，淺層土壤水的δ18O值相對(duì)較小，坡中淺層土壤水受大氣降水影響較大;坡中壤中流的δD、δ18O值主要集中分布于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€和淺層(0～40 cm)土壤水線之間，且與大氣水線和淺層土壤水線距離相當(dāng)(圖5B). (3)淺層、深層土壤水的δ18O 最小值分別為-9.47‰、-8.55‰，淺層、深層土壤水的δ18O值的標(biāo)準(zhǔn)差分別為1.81‰、0.6‰.

圖5 不同坡位壤中流的氫氧同位素值與土壤水的氫氧同位素值的關(guān)系

2.3 土壤水對(duì)壤中流產(chǎn)流的貢獻(xiàn)率

基于二源線性混合模型分析計(jì)算，得到2013年8月4—7日連續(xù)降水前后土壤水對(duì)壤中流產(chǎn)流的貢獻(xiàn)率(表1)，可知：(1)在降水事件發(fā)生前，坡上、坡中土壤水對(duì)壤中流的貢獻(xiàn)率分別為77.77%、86.51%，說(shuō)明降水前土壤水對(duì)壤中流產(chǎn)流具有較大的貢獻(xiàn)率. (2)當(dāng)降水事件發(fā)生時(shí)，土壤水對(duì)壤中流的貢獻(xiàn)率逐步降低，截止至8月7日，坡上、坡中土壤水的貢獻(xiàn)率分別降低至37.81%、43.77%. (3)降水事件停止后其貢獻(xiàn)率增大，甚至達(dá)到100%. (4)非降水期間，土壤水對(duì)坡上、坡中壤中流的平均貢獻(xiàn)率分別為88.54%、78.43%.

表1 不同坡位土壤水對(duì)壤中流產(chǎn)流的貢獻(xiàn)率Table 1 The contribution of soil water to subsurface flow on different slopes %

3 討論

研究期間大氣降水的δ18O值在-17.27‰～0.78‰之間，總體上δ18O值在雨季呈現(xiàn)先降低再升高的趨勢(shì)(圖2)，其中7、8月受降水影響較為明顯. 這與吳華武等[21]在青海湖流域研究的降水δ18O值的時(shí)間變化特征大致相同.

大氣降水對(duì)不同坡位與深度土壤水的δ18O值的影響程度不同，總體上坡中0～40 cm深度的土壤水受大氣降水影響最大，主要原因是坡中位置坡度較小，相對(duì)于坡上大氣降水更易于滯蓄，且0～40 cm深度的土壤受根系影響. LI等[22]在相同的研究坡地采用CT技術(shù)構(gòu)建土壤三維結(jié)構(gòu)時(shí)發(fā)現(xiàn)，坡中位置由于較為發(fā)達(dá)的植物根系，土壤大孔隙具有較好的連通性和彎曲度. 較高的土壤孔隙度有利于水分下滲，水分填充到土壤孔隙使得土壤水的δ18O值與大氣降水的δ18O值接近. 然而，隨著土壤深度增加，大氣降水對(duì)土壤水的影響越來(lái)越小，這種情況在坡中表現(xiàn)得更為明顯. 研究期間，產(chǎn)生壤中流的降水量約占總降水量的10%，有50%以上的大氣降水對(duì)壤中流無(wú)影響，當(dāng)日降水量較大或有連續(xù)降水時(shí)才產(chǎn)生壤中流. 當(dāng)日降水量較小時(shí)，土壤較干燥，降水前土壤含水量低，水分入滲滯蓄為土壤水，此時(shí)壤中流不會(huì)產(chǎn)生；只有降水量超過(guò)田間持水量，使土壤含水量達(dá)到飽和狀態(tài)并發(fā)生“新舊水”替換，才形成壤中流，且壤中流產(chǎn)流量與降水量呈正相關(guān)關(guān)系[5]. 在研究期間，坡上、坡中位置淺層土壤(0～40 cm)的壤中流觀測(cè)斷面并無(wú)壤中流產(chǎn)生，可能原因是研究區(qū)內(nèi)高寒草甸表層存在“草氈層”，“草氈層”植被茂盛、草甸根系發(fā)達(dá)，降水可以快速滲入到深層土壤，且有部分降水被根系吸收滯留，故淺層土壤無(wú)壤中流產(chǎn)生.

由圖5和表1結(jié)果分析可知：高寒草甸土壤水對(duì)坡地壤中流產(chǎn)流具有重要貢獻(xiàn)，且隨坡位和土壤深度的變化而變化. 因?yàn)槠律衔恢闷露容^大且存在礫石[22]，入滲能力較坡中弱，降水主要以地表徑流(超滲產(chǎn)流)形式流走，故坡上壤中流的δ18O值更接近于土壤水的δ18O值，說(shuō)明坡上壤中流的主要水源來(lái)自土壤水，降水多以坡面徑流的方式從坡上向坡中匯集，降水在坡中更容易入滲轉(zhuǎn)化為壤中流[23]，所以坡中壤中流的氫氧同位素值更靠近當(dāng)?shù)卮髿饨邓€，且坡中壤中流以飽和流為主. XIAO等[24]在青藏高原凍土區(qū)的研究指出：坡中位置壤中流是坡面的主要水流形式，可流到河岸帶轉(zhuǎn)化為地表徑流進(jìn)入河流中. 從短時(shí)期降水事件連續(xù)觀測(cè)(表1)來(lái)看，坡上、坡中壤中流來(lái)源在大氣降水和土壤水之間的轉(zhuǎn)換十分明顯，即：在降水前土壤水是壤中流的主要來(lái)源；隨著降水過(guò)程的進(jìn)行，大氣降水逐漸替代土壤水成為壤中流的主要來(lái)源，大氣降水對(duì)壤中流的貢獻(xiàn)率不斷提高；降水結(jié)束后，大氣降水在經(jīng)歷滯留、下滲、蒸發(fā)等一系列水文過(guò)程后，留在土壤中的降水轉(zhuǎn)化為新的土壤水，成為下一次壤中流發(fā)生時(shí)的降水前土壤水. 這與已有研究結(jié)果較為一致:XIAO等[25]基于氫氧同位素方法研究青藏高原多年凍土區(qū)地表徑流的形成過(guò)程，發(fā)現(xiàn)土壤水是夏季驅(qū)動(dòng)坡面徑流形成的主要水源；謝小立等[26]研究紅壤坡地水分運(yùn)移，認(rèn)為壤中流產(chǎn)流主要是來(lái)自驅(qū)替而出的原有土壤水. 此外，坡度和降水強(qiáng)度也是影響坡地產(chǎn)流的重要因素，常松濤等[27]基于室內(nèi)模擬手段研究坡度和降水強(qiáng)度對(duì)紅黏土坡面侵蝕過(guò)程的影響，發(fā)現(xiàn)坡面產(chǎn)流時(shí)間隨降水強(qiáng)度和坡度的增加而提前，坡度對(duì)坡面累積產(chǎn)流量的影響程度大于降水強(qiáng)度，坡度為15°時(shí)的徑流量比裸地的減少50.26%. 因此，未來(lái)需要加強(qiáng)基于坡向、坡位、坡度、降水特征(降水量、降水強(qiáng)度、降水歷時(shí))等綜合因素下的坡面產(chǎn)流機(jī)理研究.

近年來(lái)，受全球氣候變化影響，包括青海湖流域在內(nèi)的青藏高原氣候呈暖濕化特征[28-29]. 據(jù)相關(guān)研究估計(jì)：隨著氣候變暖，青藏高原冰凍層多年凍土正以3.6～7.5 cm/a的速率消融[28]，以高寒草甸為代表的高海拔地區(qū)土壤水分呈顯著增加趨勢(shì)[30]. 本研究基于氫氧同位素分析指出土壤水是壤中流產(chǎn)流的重要水源，隨著凍土層的消融，土壤水對(duì)壤中流的補(bǔ)給貢獻(xiàn)率將持續(xù)升高，這將深刻影響高寒地區(qū)流域的水文循環(huán)與生態(tài)平衡. 因此，未來(lái)仍需要針對(duì)高寒地區(qū)壤中流的產(chǎn)流機(jī)制及其對(duì)氣候變化的響應(yīng)方面開展進(jìn)一步研究. 此外，本研究當(dāng)前主要從土壤水和大氣降水2個(gè)端元分析高寒草甸壤中流產(chǎn)流的水分來(lái)源和產(chǎn)流機(jī)制，而對(duì)其他影響壤中流產(chǎn)流的因素，如土壤性質(zhì)、地形條件、凍融作用等，未予以重點(diǎn)研究，未來(lái)需綜合考慮這些影響因素，同時(shí)還應(yīng)把壤中流和地表徑流、地下徑流作為一個(gè)整體來(lái)研究區(qū)域的水文過(guò)程，以全方面揭示高寒草甸區(qū)域徑流產(chǎn)流機(jī)制.

4 結(jié)論

本文以青海湖流域高寒草甸坡地為例，研究了大氣降水和土壤水作為輸入端元的壤中流產(chǎn)流來(lái)源. 主要結(jié)論如下：(1)大氣降水對(duì)淺層(0～40 cm)土壤水的影響高于對(duì)深層(40～80 cm)土壤水的影響，且坡中淺層土壤水的氫氧同位素值更接近降水的氫氧同位素值. (2)從壤中流和大氣降水、土壤水的氫氧同位素值關(guān)系來(lái)看，壤中流的氫氧同位素值更加接近深層土壤水的氫氧同位素值，表明該部分壤中流多源于降水前儲(chǔ)存在土壤中的水分. (3)在自然降水事件發(fā)生前，土壤水是壤中流的主要來(lái)源；在降水過(guò)程中，壤中流來(lái)源由土壤水逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)榇髿饨邓?；降水停止后土壤水重新成為壤中流的主要?lái)源；在非降水期間，土壤水對(duì)坡上、坡中壤中流平均貢獻(xiàn)率為88.54%、78.43%，說(shuō)明土壤水是高寒草甸壤中流的重要來(lái)源. 在全球氣候變化背景下，高寒地區(qū)冰凍層土壤水消融及其對(duì)壤中流產(chǎn)流的影響亟需得到進(jìn)一步關(guān)注.