普慧梅 李 源 吳錦奎 馬 澤 宋維峰)

(1.西南林業(yè)大學(xué)生態(tài)與環(huán)境學(xué)院 昆明 650224； 2.中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院 蘭州 730000)

云南哈尼梯田屬于典型的山地農(nóng)業(yè)生態(tài)系統(tǒng)，在2010年遭遇百年一遇的全省性特大旱災(zāi)時，仍能保證灌區(qū)水流一年四季不斷，因此受到廣泛的關(guān)注。哈尼梯田生態(tài)系統(tǒng)具有森林-村寨-梯田-河流“四素同構(gòu)”的景觀結(jié)構(gòu)，森林對其水文過程的調(diào)控作用非常顯著(宋維峰等， 2016； 馬菁等， 2016)。土壤水作為聯(lián)系大氣降水、地表水、地下水和生物地球循環(huán)的紐帶，是影響區(qū)域水循環(huán)的關(guān)鍵環(huán)節(jié)(徐英德等， 2018)。因此，研究哈尼梯田水源林土壤水分運(yùn)移特征對于揭示降水入滲補(bǔ)給地下水過程及評價土壤水庫穩(wěn)定性具有參考價值。

不同植被類型下墊面的水文過程存在差異(邵薇薇等， 2009； 楊永剛等， 2014； 徐飛等， 2017)，是因為土壤水受降水和蒸發(fā)的影響以及水分下滲方式存在差異，下墊面特征會通過改變蒸發(fā)和入滲方式影響山區(qū)水文循環(huán)(徐飛等， 2019)，也會影響流域產(chǎn)匯流(吳江琪等， 2018； 朱燕琴等， 2019)。

氫氧穩(wěn)定同位素作為水分子的組成部分，對水分運(yùn)動有良好指示作用，可用來揭示土壤水的來源、入滲、蒸發(fā)等運(yùn)移過程，因此，氫氧穩(wěn)定同位素技術(shù)是研究流域水循環(huán)的重要手段(Lietal.， 2007； 孫曉旭等， 2012； Muelleraetal.， 2014)。植被類型影響土壤水循環(huán)，馬建業(yè)等(2020)研究指出刺槐(Robiniapseudoacacia)林因?qū)ι顚油寥浪值母邚?qiáng)度利用而加劇深層土壤干化，草地更利于降水入滲及地下水補(bǔ)給。農(nóng)地和草地的土壤水分可被小強(qiáng)度降水事件補(bǔ)給，而沙柳(Salixcheilophila)地和楊樹(Populussp.)地主要接受夏秋季暴雨補(bǔ)給(姬王佳等， 2019)。高耗水型人工林因水分負(fù)平衡而導(dǎo)致土壤干層化，進(jìn)而減小優(yōu)先流發(fā)生的可能性，但農(nóng)田和荒草地易發(fā)生優(yōu)先流形式的降水入滲，從而補(bǔ)給深層土壤水分或地下水(程立平等， 2012)。這些研究多集中于環(huán)境脆弱、侵蝕嚴(yán)重、水資源匱乏的黃土高原。相較黃土高原旱區(qū)，“四素同構(gòu)”的哈尼梯田獨(dú)特生態(tài)系統(tǒng)能夠持續(xù)存在，主要得益于水資源的持續(xù)良性循環(huán)(角媛梅， 2009)，其中森林發(fā)揮著至關(guān)重要的“水庫”調(diào)節(jié)作用。目前，有關(guān)哈尼梯田水源區(qū)不同植被類型的土壤水分循環(huán)特征研究相對較少，如4種典型植被(喬木林、灌木林、荒草地和無林地)不同土層土壤水的穩(wěn)定同位素特征(張小娟等， 2015)，不同景觀類型的土壤水分入滲特性及影響因子(劉澄靜等， 2018)等研究，雖然加深了對哈尼梯田水源區(qū)的土壤水分運(yùn)動和土壤涵養(yǎng)水源作用理解，卻仍不能闡明水源區(qū)不同植被下土壤水分運(yùn)移規(guī)律。

本研究以全福莊小流域哈尼梯田核心區(qū)上方水源林區(qū)的喬木林、灌木林和荒草地為對象，基于氫氧穩(wěn)定同位素示蹤技術(shù)，對0～100 cm土層土壤水的運(yùn)移過程和水分來源及其對地下水的補(bǔ)給比例進(jìn)行定量估算，揭示3類植被對土壤水分運(yùn)移的影響，以期為定量研究哈尼梯田區(qū)森林-梯田復(fù)合生態(tài)系統(tǒng)水循環(huán)過程及哈尼梯田可持續(xù)利用提供科學(xué)依據(jù)。

1 研究區(qū)概況

全福莊小流域(102°45′—102°53′E，23°03′—23°10′N)位于云南省紅河哈尼梯田世界文化遺產(chǎn)核心區(qū)之一的云南省元陽縣壩達(dá)景區(qū)，是紅河一級支流麻栗寨河的上游，流域面積約13.92 km2，海拔1 720～2 073 m。研究區(qū)位于全福莊小流域梯田核心區(qū)上方的水源林區(qū)，海拔1 584～2 030 m，面積77 hm2，屬中低山丘陵地貌，氣候?qū)賮啛釒降丶撅L(fēng)氣候，多年平均氣溫20.5 ℃，多年平均降水量1 397.6 mm，降雨季節(jié)變化明顯，集中在5—10月，最大月降雨量出現(xiàn)在7—8月。年蒸發(fā)量1 184.1 mm，年均日照1 820.8 h。土壤以黃壤和棕壤為主，植被種類豐富，主要分布有中山濕性常綠闊葉林、中山濕性針葉林和南亞熱帶常綠闊葉苔蘚林，被破壞的植被地帶出現(xiàn)了次生林、人工林和草地(和弦等， 2012； 劉澄靜等， 2016)。

2 研究方法

2.1 樣地設(shè)置

在小流域哈尼梯田核心區(qū)上方水源林區(qū)的3種典型植被類型(喬木林、灌木林、荒草地)中各選1塊100 m2的典型樣地，并在每塊樣地內(nèi)隨機(jī)選取3個5 m×5 m樣方，樣地、樣方概況見表1。

表1 樣地、樣方概況Tab.1 Basic information of the sampling plots and quadrats

2.2 氫氧穩(wěn)定同位素測定水樣的收集

降水：2015年4—12月，在哈尼梯田水源區(qū)內(nèi)的2個空曠地(a：102°46′13″E，23°5′45″N；b：102°46′10″E，23°5′37″N)分別放入1個雨水收集裝置，裝置內(nèi)放置1個聚乙烯瓶，瓶口處加裝漏斗，漏斗口放置1個乒乓球防止水分蒸發(fā)，每次降雨結(jié)束后立即收集水樣，如降雨發(fā)生在晚上則第2天早上收集，并將2個采樣點(diǎn)收集的水樣混合。在采樣期內(nèi)共收集降水樣品65個。

地表水：采集水源林區(qū)采集樣地附近(102°46′18″E，23°5′52″N)的溪水及水源林和梯田交接處(102°46′4″E，23°6′2″N)的溪水作為地表水。2015年4—12月，每月采集1次,每次將2個溪水樣品混合。在采樣期內(nèi)共收集地表水(溪水)樣品14個(2015年7月20日—8月5日間多采集了5個樣品)。

淺層地下水：在研究區(qū)內(nèi)有常流水的泉水出露點(diǎn)(102°46′3″E，23°6′6″N)進(jìn)行淺層地下水樣品采集，每月采集1次。在采樣期內(nèi)共收集淺層地下水樣品9個。

土壤水：于2015年4月14日，5月16日，6月17日，7月24日，7月29日，8月3月日，9月20日，10月17日，11月18日，12月6日對土壤樣品進(jìn)行采集，其中2015年7月24日、7月29日和8月3日為3次代表性降水事件土壤樣品的采集時間。在每個5 m×5 m樣方內(nèi)，用土鉆按0～10、10～20、20～40、40～60、60～80和80～100 cm土層取樣，土樣裝入離心管后立即用Parafilm膜封口，保存在低溫保溫箱中帶回實驗室后冷藏保存(1～4℃)，并使用真空抽提裝置來抽提土壤水樣，冷凍貯存以待同位素測定。在采樣期內(nèi)共收集土壤水樣品524個，其中喬木林176個(有4個缺失)，灌木林171個(有9個缺失)，荒草地177個(有3個缺失)。

各種水樣在采集后均轉(zhuǎn)入50 mL離心管中，并立即用Parafilm膜封口，標(biāo)注采樣地點(diǎn)、時間，保存在低溫保溫箱中帶回實驗室，冷凍貯存以待同位素測定。

2.3 同位素樣品測定和分析

在中國科學(xué)院西北生態(tài)環(huán)境資源研究院同位素實驗室進(jìn)行所有樣品的氫氧穩(wěn)定同位素測定，使用的儀器為美國Los Gatos Research(LGR)公司生產(chǎn)的液態(tài)水穩(wěn)定同位素分析儀(型號DLT-100, Los Gatos Research, Mountain View, CA, USA)，采用的方法是離軸積分腔輸出光譜技術(shù)(off-axis integrated cavity output spectroscopy, OA-ICOS)。水樣的氫或氧同位素比值(δ)可以用相對于維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海洋水(VSMOW)的千分差來表示：

δ(‰)=(Rs/RV-1)×1 000 。

(1)

式中：Rs為水樣中的穩(wěn)定氫或氧同位素的比率；RV為維也納標(biāo)準(zhǔn)平均海洋水中的穩(wěn)定氫或氧同位素比率。δD和δ18O的分析精度分別為±1‰和±0.2‰。降水同位素的平均值為降水量的加權(quán)平均值(δw)，其計算方法如下：

(2)

式中：Pi和δi分別為每次降水事件的降水量和同位素值。

若確定土壤水來源于某2種水源(降水和淺層地下水)時，通過對比不同水源的同位素組成，應(yīng)用二元線性混合模型確定每種水分來源所占比例(張翔等， 2013； Yehetal.， 2014)：

C(VA+VB)=AVA+BVB;

(3)

(4)

式中：A為降水氫或氧同位素值(‰)；B為淺層地下水氫或氧同位素值(‰)；C為土壤水氫或氧同位素值(‰)；VA為降水量；VB為淺層地下水的水量；x為淺層地下水在水分來源中占的比例(%)； 1-x為降水在水分來源中占的比例(%)。

土壤水分入滲速率的估算方法如下：

f=h/t。

(5)

式中：f為土壤水分入滲速率(cm·d-1)；h為2次監(jiān)測時δ18O貧化峰值出現(xiàn)的土層深度差值(cm)；t為2次監(jiān)測的時間差(d)。

2.4 數(shù)據(jù)處理

數(shù)據(jù)分析采用Excel軟件完成，顯著性分析由SPSS 26.0軟件完成，所有圖表均運(yùn)用Excel 2016和Origin 2019軟件完成。

3 結(jié)果與分析

3.1 不同水體的氫氧同位素統(tǒng)計特征

由表2可知，不同水體的δD和δ18O值基本符合地下水>地表水>喬木林地土壤水>灌木林地土壤水>荒草地土壤水>降水，地下水富集最多的同位素，變異系數(shù)均值相對較低(0.10)； 降水的同位素最貧化，變異系數(shù)均值最高(0.40)。喬灌草3類植被土壤水的變異系數(shù)相差較小，分別為0.15、0.13和0.13。降水、地表水和地下水的氫氧穩(wěn)定同位素差異均不顯著(P>0.05)，3種植被類型樣地土壤水的氫氧穩(wěn)定同位素差異均不顯著(P>0.05)，且與降水、地表水和地下水均無顯著差異(P>0.05)。標(biāo)準(zhǔn)差可反映氫氧穩(wěn)定同位素值的離散程度，降水的同位素值的離散程度最高，可能是因研究區(qū)地處西南季風(fēng)區(qū)，旱、雨季水汽來源不同且受季風(fēng)氣候影響，降水中的氫氧穩(wěn)定同位素值存在明顯的季節(jié)變化(章新平等， 2009)。由于地下水不僅受到雨季降水補(bǔ)給，還受到地表水補(bǔ)給，且補(bǔ)給過程中存在一定蒸發(fā)，同時還與其他水體存在混合交換作用，導(dǎo)致地下水同位素整體呈富集現(xiàn)象(姚天次等， 2016)。喬木林地土壤水同位素較灌木林地和荒草地富集，可能是由于喬木具有較大冠幅，在降雨過程中存在截留現(xiàn)象，延長了降水補(bǔ)給土壤水的過程，增大了蒸發(fā)分餾作用。

表2 不同水體氫氧同位素特征Tab.2 Characteristics of hydrogen and oxygen isotopes in different water bodies

3.2 不同水體的氫氧同位素關(guān)系

利用最小二乘法對不同水體中的δD和δ18O進(jìn)行擬合，得出其氫氧穩(wěn)定同位素關(guān)系(圖1和表3)。研究時段內(nèi)的降水線方程為δD=7.718δ18O+5.394(R2=0.990)，其斜率和截距均小于全球大氣降水線(δD=8δ18O+10)，主要是由于降水形成過程中還受到蒸發(fā)等其他因素的影響。由圖1可知，研究區(qū)地表水和淺層地下水同位素值均分布于當(dāng)?shù)亟邓€兩側(cè)，說明地表水和地下水可能來源于大氣降水。3種植被類型樣地土壤水線的斜率和截距均小于降水線，且該區(qū)大氣降水的δD 和δ18O平均值分別為-73.8‰和-10.31‰，明顯低于3種植被類型樣地土壤水的平均值，說明降水是土壤水的主要補(bǔ)給來源，且在降水補(bǔ)給土壤水之前經(jīng)歷了較強(qiáng)的非平衡蒸發(fā)作用(高德強(qiáng)等， 2017)?；牟莸赝寥浪€的斜率和截距均高于喬木林和灌木林，表明喬木林和灌木林土壤水經(jīng)受的蒸發(fā)作用較荒草地更強(qiáng)，荒草地土壤水更多來自降水補(bǔ)充，而喬木林和灌木林土壤水接受前期土壤水補(bǔ)給的比例較大。

圖1 不同水體中δ D和δ18O 關(guān)系Fig. 1 Relationship between δ D and δ18O in different water bodies

表3 不同水體中δ D和δ18O 關(guān)系Tab.3 Relationship between δ D and δ18O in different water bodies

3.3 不同植被的土壤水分運(yùn)移

土壤水中氫氧穩(wěn)定同位素貧化峰值的運(yùn)移可指示土壤中的降水入滲過程。本研究分別于7月24日、7月29日和8月3日監(jiān)測了3種植被類型樣地的土壤水氫氧穩(wěn)定同位素，不同時段土壤水同位素隨土層深度的變化如圖2所示。監(jiān)測期間的降水量分別為： 7月20日至7月24日67 mm、7月25日至7月29日23 mm、7月30日至8月3日85 mm，均為短陣型暴雨。7月24日、7月29日、8月3日，喬木林的δ18O貧化峰值分別出現(xiàn)在30、50和70 cm處，水分入滲速率均為4 cm·d-1，灌木林分別出現(xiàn)在15、30和70 cm處，7月24—29日入滲速率為3 cm·d-1，7月29日—8月3日入滲速率為8 cm·d-1， 荒草地中分別出現(xiàn)在5、15和50 cm處，7月24日至29日入滲速率為2 cm·d-1，7月29日—8月3日入滲速率為7 cm·d-1。綜上所述，在相同降雨條件下，監(jiān)測前期喬木林土壤水分入滲速率高于灌木林和荒草地，且δ18O貧化峰值出現(xiàn)的土壤層較灌木林和荒草地更深，而監(jiān)測后期灌木林土壤水分入滲速率較喬木林地和荒草地高。在整個監(jiān)測期內(nèi)，3種植被類型樣地土壤水分入滲速率表現(xiàn)為灌木林>喬木林>荒草地，喬木林和灌木林土壤水分入滲主要發(fā)生在0～70 cm土層，而荒草地主要發(fā)生在0～50 cm土層。

圖2 不同時段土壤水同位素隨土深的變化 Fig. 2 Variation of soil water isotope with soil depth in different periods

3.4 不同植被類型的土壤水分運(yùn)移特征

土壤水分主要來源于大氣降水、地下水和地表水，還有少量的水汽凝結(jié)； 而土壤水通過土壤蒸發(fā)、植被吸收利用和蒸騰、水分的滲漏和徑流等途徑耗散(陳同同等， 2015)。降水進(jìn)入土壤以后，除部分供給植物生命活動和蒸發(fā)消耗外，其余部分會繼續(xù)以活塞流和優(yōu)先流形式向深層入滲，補(bǔ)給深層土壤水和地下水； 在降水少時，表層土壤水分虧缺，地下水和深層土壤水會以水或汽的形式向上層運(yùn)移補(bǔ)充(馬建業(yè)等， 2020)。但土壤水與地下水之間的轉(zhuǎn)化并不是普遍存在，本研究分別挑選了同一時間內(nèi)3種植被類型樣地均發(fā)生地下水補(bǔ)給土壤水的事件，相同的降雨條件下，3種植被類型樣地均發(fā)生土壤水補(bǔ)給淺層地下水的事件，統(tǒng)計各事件不同水體氫氧穩(wěn)定同位素的均值，用于探究土壤水與淺層地下水的相互轉(zhuǎn)化比例(表4,5)。

表4 0～100 cm 土層土壤水的水分來源比例Tab.4 Soil water source proportion in 0-100 cm soil layer

表5 地表水和0～100 cm土層土壤水對地下水的補(bǔ)給比例Tab.5 Estimation of groundwater recharge by surface water and soil water in 0-100 cm soil layer

降水和淺層地下水對0～100 cm土層土壤水的補(bǔ)給比例，見表4。喬木林0～100 cm土層土壤水中有40.35%來自于降水、59.65%來自于淺層地下水，灌木林土壤水中降水和淺層地下水的補(bǔ)給比例分別為49.82%和50.18%，荒草地土壤水中降水和淺層地下水的補(bǔ)給比例分別為67.02%和32.98%。

不同植被類型下地表水和土壤水對淺層地下水的補(bǔ)給比例，見表5。地表水和土壤水對淺層地下水的補(bǔ)給比例在喬木林分別為67.58%和32.42%，在灌木林分別為60.99%和39.01%，在荒草地分別為44.09%和55.91%，其中荒草地土壤水對淺層地下水的補(bǔ)給比例高于喬木林和灌木林，差異較大，而喬木林和灌木林的土壤水補(bǔ)給淺層地下水的比例差異較小。

4 討論

4.1 植被類型對土壤水同位素特征的影響

森林生態(tài)系統(tǒng)的水文功能是森林植被與土壤及氣候條件綜合作用的結(jié)果(王云琦等， 2010)，下墊面植被類型不同會直接影響水分蒸散、土壤入滲、產(chǎn)匯流等水文過程(李航等， 2018； 周晗等， 2019)，因此探究不同植被類型的土壤水分循環(huán)對評估土壤水庫穩(wěn)定性、選擇生態(tài)修復(fù)植物類型具有重要指導(dǎo)作用(程立平等， 2009； 李坤等， 2017)。本研究中，3種植被的土壤水氫氧穩(wěn)定同位素位于降水和淺層地下水之間，且3種植被類型樣地土壤水線的斜率和截距均小于降水線，可能因為土壤水是原有土壤水與其他補(bǔ)給水的混合體，補(bǔ)給源除降雨外還可能有地下水、河流水(地表水)等(馬菁等， 2016)，而且土壤水中來自當(dāng)季降水補(bǔ)給的比例較低。研究區(qū)土壤水氫氧穩(wěn)定同位素值落于當(dāng)?shù)卮髿饨邓€下側(cè)的結(jié)果與程立平等(2012)在黃土塬區(qū)的研究結(jié)果一致。

4.2 植被類型對水分入滲過程的影響

降水入滲存在2個過程： 一是降水滲入土壤基質(zhì)后，與淺層自由水完全混合并因蒸發(fā)而富集重同位素； 二是降水通過土壤大孔隙以優(yōu)先流形式快速通過淺層土層形成深層滲漏(Mathieuetal.， 1996)。

土壤水運(yùn)移過程受土壤質(zhì)地、植被類型、微地形及氣候環(huán)境等因素的影響(孫芳強(qiáng)等， 2017)。本研究中，監(jiān)測前期喬木林土壤水分入滲速率較灌木林地和荒草地高，而在監(jiān)測后期，灌木林土壤水分入滲速率較喬木林和荒草地高。這可能是因為喬木林地由于枯枝落葉層的存在以及根系的作用，土壤層的透水性較好，導(dǎo)致前期喬木林土壤水分入滲速率偏高； 而在監(jiān)測后期，喬木林土壤因前期的水分入滲而具有相對較高的土壤含水量，但灌木林和荒草地因前期的水分入滲較少，從而導(dǎo)致后期的土壤水分入滲速率相對于喬木林地高。在元陽梯田核心區(qū)的研究表明，0～60 cm土層土壤孔隙度表現(xiàn)為灌木林>喬木林>荒草地，林地入滲過程中最先達(dá)到穩(wěn)滲，初期土壤含水量對初滲速率有較大影響(李陽芳等， 2012)。土層厚度是影響土壤水同位素的主要因素(王賀等， 2016)，本研究中3種植被類型樣地土壤水分入滲主要發(fā)生層存在不同，實地調(diào)查發(fā)現(xiàn)，喬木林地和灌木地的土層深厚，而草地土層較薄，導(dǎo)致荒草地的水分入滲深度較喬木林地和灌木地淺。在呼和浩特地區(qū)的研究(劉君等， 2016)表明，上層(0.7 m以內(nèi))土壤水中的δ2H和δ18O受到降水中δ2H和δ18O的直接影響，底層土壤(約2 m 的位置往下)的土壤水與淺層地下水交換較活躍。

4.3 植被類型對淺層地下潛水補(bǔ)給的影響

土地利用與覆被變化是影響區(qū)域水文循環(huán)的主要驅(qū)動力之一(董磊華等， 2012)。土地利用變化對地下水補(bǔ)給存在一定影響，休耕地的地下水活塞流補(bǔ)給量大于低產(chǎn)農(nóng)地，高產(chǎn)農(nóng)地僅在豐水年份才可能形成活塞流形式的深層滲漏，在高耗水人工林草地中以活塞流的形式補(bǔ)給地下水的可能性極低(程立平等， 2016)。本研究發(fā)現(xiàn)，荒草地土壤水對地下水的補(bǔ)給比例高于喬木林地和灌木林地。一方面可能因為喬木林地和灌木林地根系發(fā)達(dá)，對深層土壤水利用強(qiáng)度較大，但荒草地由于較少利用深層土壤水，從而發(fā)生水分向深層運(yùn)移，造成荒草地對地下水的補(bǔ)給量高于喬木林地和灌木林地。另一方面，可能是因為喬木和灌木的根系發(fā)達(dá)，利于形成大孔隙和優(yōu)先流路徑，而荒草地土壤大孔隙較少，雨水下滲慢且主要以活塞流形式下滲。喬木林地和灌木林地的土壤水對地下水的補(bǔ)給比例差異較小，這可能是與研究尺度有關(guān)，地下水補(bǔ)給在小流域尺度主要受地形和地貌影響，在區(qū)域尺度主要受植被覆蓋影響(趙文智等， 2017)。喬木林和灌木林樣地距離較近，且地形地貌無明顯差異，造成土壤水對地下水的補(bǔ)給比例差異較小。黃亞楠等(2019)在黃土高原白草塬的研究指出，土地利用變化雖對土壤水分有較大影響，但對地下水補(bǔ)給的影響尚不顯著，可能是因土地利用類型轉(zhuǎn)換時間還不到10年。因此，土地利用與植被覆被變化等下墊面特征對地下水補(bǔ)給的影響還需進(jìn)一步研究。

5 結(jié)論

在全福莊小流域哈尼梯田核心區(qū)上方水源林區(qū)，植被類型對土壤水分循環(huán)特征有一定影響。與灌木林地和荒草地相比，喬木林地土壤水的同位素更為富集，受到的蒸發(fā)分餾作用更強(qiáng)?；牟莸赝寥浪越邓a(bǔ)給為主，占比67.02%，喬木林地和灌木林地土壤水以深層土壤水補(bǔ)給為主，所占比例分別為59.65%和50.18%。林地對深層土壤水分利用強(qiáng)度較大，荒草地更利于降水入滲及地下水補(bǔ)給，說明由荒草地轉(zhuǎn)為林地會引起深層土壤濕度降低。