黄土塬区不同土地利用方式土壤水分对降雨的响应研究

赵思远，贾仰文，牛存稳，龚家国，甘永德

（1.中国水利水电科学研究院流域水循环模拟与调控国家重点实验室，北京 100038；2.中国电建华东勘测设计研究院有限公司，杭州 311122；3.青海大学，西宁 810016）

0 引 言

黄土塬区是黄土高原重要的地貌单元之一，是指在黄土堆积、水力侵蚀等共同作用下所形成的顶面具有平坦宽阔的平台、周边被沟壑纵切的高地［1］。黄土塬区地处干旱半干旱的内陆地区，为典型的雨养农业区，黄土层厚度高达170 m 深，潜水位埋深在30～100 m 之间。独特的“成壤过程”塑造了这特殊而又巨大的“土壤水库”，虽然有较强的持水能力，但由于当地降水量低且年内分布不均，潜在蒸发量远大于降雨量，土壤水易处于亏缺状态，大大增加了当地水循环过程的复杂性，为黄土塬区生态修复、水资源高效利用与配置优化带来了挑战。

环境稳定同位素广泛存在于自然水体中，能够很好地指示水的来源和运移，目前已广泛应用于土壤水文过程的研究中［2］。ZIMMERMANN［3］早在20世纪60年代便对稳定状态条件下土壤水氢氧稳定同位素含量与土层深度的关系进行了探究。SONG等［4］在华北平原开展了土壤水氢氧稳定同位素的定位观测试验发现，雨水在活塞式入渗过程中存在明显的混合效应，并对当地地下水补给方式进行了探究。王仕琴［5］的研究表明，雨水在入渗过程中，混合作用的强弱与渗流介质的性质息息相关。靳宇蓉［6］研究发现，土壤水氢氧稳定同位素与雨水输入源、混合和蒸发过程息息相关。徐学选［7］通过不同水体氢氧稳定同位素特征对比分析，对当地土壤水与地表水、地下水的相互转化关系进行识别。孙晓旭［8］开展土壤水蒸发与降水入渗室内试验，发现砂土土壤水分蒸发过程氢氧稳定同位素分馏遵循瑞利模式，与黄土存在显著差异。柯浩成［9］、马田田［10］对草地和林地土壤水优先流特征开展了试验观测发现，前者的“优先流”程度最大，而后者的“优先流”路径更长。王欢欢［11］对黄土塬区98 m深剖面土壤水氢氧稳定同位素分布特征进行了探究，发现其变异程度最大区域为0～10 m深度范围内。

目前，国内借助氢氧稳定同位素技术对黄土塬区土壤水分对次降雨事件的响应规律探究还较少。因此，本文以黄土塬区典型流域——王东沟小流域的塬面地区作为研究对象，选择3种土地利用方式，结合野外样品采集和室内外化验分析，就不同土地利用方式下土壤水分、土壤水氢氧稳定同位素对次降雨事件的时空演变过程进行探析，旨在识别黄土塬区包气带土壤水分入渗与再分布机理，为黄土塬区农业生产格局优化、生态修复提供科技支撑。

1 材料与方法

1.1 研究区概况

王东沟小流域位于黑河流域下游的东北部，陕西省咸阳市长武县境内，距西安市200 km，具体位置见图1。地理坐标范围为107°40'58″E ～107°42'54″E，35°12'24″N ～35°15'00″N，流域面积为8.3 km2。中国科学院长武黄土高原农业生态试验站便设立于此，由人工及野外观测场、复合条件观测样地等设施构成。该试验站设立自1984年，具备完整的试验观测体系和全方位系统化监测格局，积累了长期的观测数据。

图1 研究区域地理位置图Fig.1 The location of the study area

王东沟小流域海拔在915～1 268 m 之间，海拔落差353 m。该流域位于黄土高原沟壑区的中部，其地貌主要受常年流水侵蚀与重力侵蚀的作用。流域内分布有塬、梁和沟3种地形，海拔在1 215～1 268 m 范围内的区域主要为黄土塬地貌，海拔在1 000～1 215 m 范围内的区域主要为黄土梁（黄土坡）地貌，海拔在915～1 000 m 范围内的区域主要为“V”字形的河谷地貌，塬、梁和沟面积各占1/3。流域内分布有巨厚黄土非饱和带，尤其是在塬面地区。研究区内土层分布均一，主要土壤类型为黑垆土。研究区内土壤质地疏松，0～3 m 孔隙度在38.21%～54.72%之间，土壤容重为1.33±0.08 g/cm3，土壤完全持水量为36.85%±3.97%，田间持水量为21.20%±1.56%，凋萎含水量为10.45%±1.56%。

作为暖温带半湿润大陆性季风气候的典型区域，王东沟流域四季分明，冬季寒冷干燥，雨雪量较少；春季温度回升，降雨依然较少，蒸发量大，常常发生干旱气候；夏季光热充足，高温多雨。多年平均温度9.1°C，无霜期171 d。降水主要集中在7-9月，多年平均降水量为580 mm。

1.2 样品采集与测定

在次降雨事件发生后，于王东沟小流域塬面地区3 种土地利用方式下开展土壤水分和稳定同位素的连续观测试验。次降雨事件发生于2019年5月6-7日，持续降雨47.6 mm，降雨期间，采用特制的雨水采集装置对该事件降雨样品进行采集。为减少采集期间雨水样品因蒸发而导致的分馏作用，在漏斗中放置乒乓球，当没有雨水或雨量较小时，乒乓球可以起到封闭采样器的作用，当漏斗中的雨量累积的一定程度时，乒乓球便在浮力的作用下抬起从而使雨水流入采样器中。另外，采样器旁连接排气瓶，从而使采样器处于与外界相对隔离的状态。在降雨结束后，将降雨期间的混合雨水迅速装入HDPE 瓶并用Parafilm 封口膜密封瓶口，冷冻保存，以最大可能的减少采样过程中因蒸发分馏所导致的误差。

3 种土地利用方式分别为黄土塬面的荒草地、玉米地和苹果地。用土钻分别在降雨前及降雨后7 天对荒草地、苹果地与玉米地0～3 m 深度范围内土壤样品进行采集，以20 cm 为单位进行分层钻取。土壤样品一部分装入铝盒，采用烘干法测定其土壤重量含水量；另一部分用100 mL HDPE 瓶进行收集，为尽量减少外界环境改变所引起的额外分馏现象，以Parafilm 膜对样品收集瓶进行密封处理，并保存于-15°C的冷冻环境中。

采样结束后，将降雨前与降雨后第1、3、5、7 天分层采集的土壤样品以及雨水样品送至位于陕西杨凌的中科院水保所黄土高原土壤侵蚀与旱地农业国家重点实验室进行氢氧稳定同位素的测试分析。解冻后的土壤样品采用BJJL-2200植物土壤水分提取系统进行土壤水的抽提，并保存于3 ℃的冷藏环境中，提取效率为92%。通过电感耦合等离子体质谱仪（NexION 2000，USA）测定水样中2H 和18O。

1.3 数据处理

1.3.1 土壤蓄水量

土壤蓄水量指土层中含蓄水的绝对水量，一般以单位面积的水深表示。根据采样深度设置，以各采样深度代表层的单位面积土壤蓄水深度之和作为单位面积土壤总蓄水量，其计算公式如下：

式中：M为一定深度范围内的单位面积土壤总蓄水量，mm；Mi为各土层范围内的单位面积土壤蓄水量，mm；ρ土为土壤干容重，g/cm3；hi为各土层厚度，mm；θi为各土层土壤重量含水量，%；ρ水为水的密度，这里为1 g/cm3。

1.3.2 土壤水分变异程度

非饱和带表层由于受降水入渗、蒸散发、土壤质地与构造、植被根系等条件的影响，土壤含水量往往在垂直空间和时间尺度上呈现动态变化特征。为反映土壤水分在时空尺度上动态变化的剧烈程度，本文采用样本标准差s与偏差系数Cv来表示，其计算公式分别如下：

式中：n为样品数量；xi为第i个样本的观测值，本文中观测值即为土壤重量含水量；xˉ为目标样本集的平均值（土壤重量含水量）。

1.3.3 土壤水分纵向变化层次

借鉴李俊［12］研究中所采用的有序聚类法对次降雨事件下土壤水分纵向变化层次进行划分。与传统聚类分析法相比，有序聚类法的优点在于考虑到样本自身的时空次序特征，并非将所有样本等同处理分为一类。因此，在对从地表至深层土壤含水量变化纵向层次划分的过程中，采用有序聚类法较传统聚类分析法（系统聚类法、逐步聚类法等）可以充分考虑样本采集深度的顺序，更加科学。

本文对各土地利用方式下0～3 m范围内各层土壤水分偏差系数Cv作为样本，以土壤水分所在深度自上而下作为序列项，进行有序聚类分析。这样做可以避免出现只因偏差系数Cv相近便将深和浅（如3 m 深处和1 m 深处）两个土层聚为一个层次带的现象发生。

总体共包括n个样品，采用有序聚类法将n个样品共分为m类 ，其中 ，n={X1，X2，X3，Xp，…，Xq，…，Xn}，m={M1，M2，M3，Mg，…，Mn}。第Mg类中包含的样本集为Mg={Xp，…，Xi，…Xq}（其中p≤i≤q），将该类样品集的离差平方和定义为该类的直径，其计算公式如下所示：

由于本文只采用偏差系数Cv一个指标，所以式（6）即为：

定义误差函数如公式（8）所示，当m和n为固定值时，φ[P(m，n]越小代表聚类的效果越好：

采用递推法进行样本总体的递推计算聚类。递推公式如公式（9）所示。

1.3.4 氢氧稳定同位素分析

测量的2H 和18O 同位素比率相对于Vienna“标准平均海洋水”（VS-MOW）的千分差，表示为：

式中：δX为2H 或18O 的千分差；R样品为样品中2H 或18O 的比率；R标样（VS-MOW 标准大洋水）为标准水样中2H或18O的比率。

2 结果与讨论

2.1 不同土地利用方式下土壤水分的时空响应规律

3种土地利用方式下，0～3 m剖面土壤水分对本次降雨事件的时空响应变化过程分别如图2～4所示。其中，左图（a）展示了降雨前及降雨后7 天0～3 m 土壤含水量随土壤深度的变化情况；为了更好的分析各层土壤含水量对本次降雨事件的时空响应，以天数为x轴，土壤深度为y轴绘制时间-深度-含水量等值线图，如右图（b）所示。

图2 荒草地0～3 m剖面土壤水分对次降雨的时空响应变化Fig.2 The temporal and spatial response changes of soil moisture in the 0～3m section of uncultivated grassland to rainfall

在本次降雨事件下，荒草地土壤含水量变化主要发生在0～0.6 m 范围内。降雨发生后，雨水入渗深度便达到最大，0.8～3 m范围内土壤含水量受本次降雨事件的影响较小。降雨后3 天内，剖面土壤含水量最大值均出现在0～0.2 m 土层内。降雨发生3 天后，表层土壤含水量随时间不断减小，表现为降雨后3～4天土壤含水量等值线接近垂直。苹果地栽种果树树龄为15年龄，栽种间隔为2～3 m。在降雨前，0～3 m 深度范围内土壤水分含量表现为“增加-减小-增加”的纵向分布格局，0.6 m 深和2.6 m 深处土壤水分含量分别达到最大和最小，相对应的重量含水量分别为17.21%和14.86%。降水后，苹果地0～0.6 m 范围内土壤含水量明显增大，其中0～0.2 m 范围内土壤含水量达到最大值（20.95%），而0.6 m 以下深度范围内的土层土壤含水量几乎没有变化。降雨后第2 天，0 ～0.4m 范围土壤含水量减小，而0.6～0.8 m 范围内土壤含水量增大。2.4～2.5 m 存在明显的相对缺水区域。第7 天时，剖面土壤含水量虽没有完全恢复至降雨前水平，但已与之比较接近，且土壤含水量随深度变化的趋势与降雨前也基本一致。玉米地为果树弃种后的旱作玉米地，原果树树龄为20年龄，5年前弃种后挖除果树，改种玉米。玉米地0～3 m剖面土壤含水量随深度变化的总体趋势与苹果地大致一致。降水后，玉米地0～0.8 m 范围内土壤含水量明显增大，而0.8 m 以下深度范围内的土层土壤含水量变化较小。降雨后第2 天，0～0.6 m 范围内土壤含水量减小，但0.8 m 处土壤含水量明显增大，表明入渗雨水湿润锋的明显下移。随后，随着表层土壤水分的蒸发，土壤含水量随深度变化曲线在第3 天起发生改变，由随深度不断减小转变为“先增大后减小”的趋势，剖面最大含水量深度从表层0～0.2 m（第1～2 天）转变为0.2～0.4 m（第3～7天）。

图3 苹果地0～3 m剖面土壤水分对次降雨的时空响应变化Fig.3 The temporal and spatial response changes of soil moisture in the 0～3 m section of apple tree field to rainfall

图4 玉米地0～3 m剖面土壤水分对次降雨的时空响应变化Fig.4 The temporal and spatial response changes of soil moisture in the 0～3 m section of corn field to rainfall

在本次对单次降雨事件下0～3 m剖面土壤水分响应过程观测试验中，荒草地土壤含水量最大响应深度在第1天达到0.8 m后便保持在这一范围内，并未出现继续扩张的现象。然而，苹果地与玉米地在降雨入渗2天后均出现了土壤含水量最大响应深度扩张的现象。国内一些其他学者的研究结果同样发现了这种土壤水分含量对降雨响应的滞后性的现象。赵娇娜［13］在本文研究区内采集土壤样品开展非原位模拟土柱试验探究雨水入渗对土壤水补给的滞后作用，发现1～2 m 深度范围内土壤水接受补给的滞后时间可达15～18天。百盛元［14］在黄土丘陵半干旱区对野外10 m土柱土壤水水分对降雨响应观测中发现，0～0.8 m 范围内的土壤水分对降雨响应迅速，而0.8 m 以下范围土壤含水量变化相对滞后，在33.6 mm 的次降雨事件下1.2 m 深度土壤含水量响应滞后性达到5天以上。鲍彪［15］认为土壤水分的滞后特征与地表植被覆盖密度有关，高密度植被具有较大的枝叶截留容量与枯落物拦截能力，从而延长雨滴接触地面并向下进行入渗的时间。3种土地利用方式下土壤水分对本次降雨事件响应的最大深度由大到小依次是玉米地、苹果地和荒草地。

3种土地利用方式下土壤入渗对降雨响应的差异与植被根系分布密不可分。一方面，植物根系可以改变土壤理化性质，增加土壤孔隙度和透水性；另一方面，根系的发育大大增加了土层中的连续性开放通道，促进“优先流”的形成［16］，加快水分和溶质在土层中的运移过程［17］。3种土地利用下根系的区别如下：荒草地根系分布主要集中在0～0.4 m 范围内，表层根系生物量与根长密度大；苹果地根系深度主要分布在0～1 m范围内［18］，最深可达到5～10 m，根径相对较粗；而玉米地为退林休养地，分布有玉米根系与残留的苹果树死根。死亡根系或腐烂根系会在土层中形成的孔隙易被有机物填充。研究表明［19］，森林中土壤优先流路径的八成都来自于死亡或腐烂根系所形成的通道。MITCHELL［20］通过染色示踪试验，对存活根系和残留根系土层的水分传导能力进行探究，对上述结论进行了证实。该试验中，前者代表活根系，水分入渗可达到是深度为16cm；而后者代表死根系，入渗最大深度为55 cm。与活根系相比，死根系所形成的大孔径通道既包括根系表层与土壤间的孔隙，死根系内部的孔道壁也能快速导水，因此死根比活根更容易形成快速入渗通道［21］。

本文研究参照前人［22］的研究结果，将本试验中0～3 m 纵向剖面共10个土层（每层厚0.2 m）分为3个层次，分别为水分活跃带、弱活跃带和相对稳定带。在本次降雨事件下，通过有序聚类法对3 种土地利用方式3 m 土壤水分纵向变化层次带进行划分，结果如表1所示。

表1 有序聚类法划分土壤水分纵向变化层次带结果Tab.1 The result of dividing the soil moisture longitudinal change hierarchical zone by ordered clustering method

本研究中，根据0～3 m土层土壤水分对单次降雨事件（降雨量47.6 mm）的响应及降雨7 天后的动态变化程度，对荒草地土壤水分纵向变化层次进行划分的临界深度为0.2 m 与0.4 m，即土壤水分活跃带、弱活跃带、相对稳定带深度范围分别为0～0.2、0.2～0.4 和0.4～3 m，他们的土壤水分平均偏差系数别为21.97%、11.04%和1.32%。苹果地和玉米地土壤水分纵向变化层次划分的临界深度一致，均为0.2 m和0.6 m，即土壤水分活跃带、弱活跃带、相对稳定带深度范围分别为0～0.2、0.2～0.6 和0.6～3 m，各层对应的土壤水分平均偏差系数分别为12.43%和13.18%、6.59%和5.64%、1.54%和1.56%。

2.2 不同土地利用方式下土壤蓄水量响应规律

对单次降雨事件下3 种土地利用方式下0～3 m 土层蓄水量进行计算，结果如图5所示，其中图5（a）为各土地利用方式处理下蓄水量随时间变化情况，图5（b）为观测期间0～3 m 土层蓄水量箱状统计图。

图5 次降雨事件下不同土地利用方式0～3 m土层蓄水量响应变化及其箱状图Fig.5 The response changes of soil water storage capacity of 0～3 m soil layer under different land use patterns and their box plots under a single rainfall event

本次降雨事件降雨量共计47.6 mm，荒草地、苹果地和玉米地0～3 m 土层蓄水量变化范围分别是628.93～671.92、614.20～654.46、623.31～664.79 mm。在本次观测期间内，3 种土地利用方式下0～3 m 土层蓄水量由大到小依次是荒草地、玉米地和苹果地，对应的蓄水量（单位面积蓄水深）分别是646.24、641.29、634.19 mm，平均每20 cm 土层的平均蓄水量为43.25、43.35、42.27 mm。

3 种土地利用方式下0～3 m 土层蓄水量从降雨前至降雨后7 天随时间变化的趋势基本一致，均呈现降雨后迅速增大随后逐渐减小的变化过程。各时间阶段下，0～3 m 土层蓄水量均呈现荒草地＞玉米地＞苹果地的关系。这与马田田［10］、程立平［23］的研究结果相一致。荒草地植被覆盖度低，根系分布较浅，地表裸露，生物耗水大大低于苹果地和玉米地。虽荒草地表层土壤水分受蒸发作用影响最为强烈，但深层土壤水分受植被蒸散发作用的影响有限，受土壤质地与构造的影响更大［24］。相反，苹果地因较大的蒸散发量导致同时间段内土壤蓄水量偏低。

2.3 不同土地利用方式下土壤水稳定同位素变化特征

在降雨期间，通过特制的雨水采集器对雨水进行采集。降雨结束后，测定本次降雨期间的混合雨水样品的δ2H 为-81.30‰，δ18O 为-11.12‰。不同土地利用方式下0～3 m 土层各层土壤水氢氧稳定同位素特征如表2所示。

表2 不同土地利用方式0～3 m土壤水和雨水的氢氧稳定同位素特征 ‰Tab.2 The characteristics of hydrogen and oxygen stable isotopic of 0～3 m soil water and rainwater in different land use patterns

图6～8 分别展示了以上3 种土地利用方式下各层土壤水环境同位素含量对本次降雨事件的时空响应变化情况，混合雨水样品的δ2H、δ18O以黑色虚线所标识。

图6 荒草地0～3 m剖面土壤水稳定同位素对次降雨的时空响应变化Fig.6 The temporal and spatial response changes of soil water stable isotopes in the 0～3 m section of uncultivated grassland to rainfall

在降雨1 天后，3 种土地利用方式下土壤水稳定同位素含量均呈现随深度不断减小的变化趋势，以表层变化最为显著，而下层变化相对较小甚至无显著变化。这体现了降雨入渗对土壤水的“贫化”作用［25］。以雨水中的环境稳定同位素含量为界，对比降雨后第1天时土壤水稳定同位素含量-土壤深度曲线发现苹果地0～0.6 m 范围内土壤水稳定同位素含量均小于雨水值，而玉米地和荒草地只有0～0.4 m 深度范围内小于雨水值，这种土壤水氢氧稳定同位素含量较雨水“贫化”的现象可能是由于雨水氢氧稳定同位素随时间变异所造成的。降水过程中，受到“雨量效应”“温度效应”等的影响，雨水氢氧稳定同位素会发生“贫化”［26］。在本次降雨事件下，雨水样品采集过程未考虑时空变异，通过采集雨水混合样品测定其δ2H、δ18O 作为本次降雨事件的入渗水氢氧稳定同位素本底值。而在表层的土壤水不断被新的更“贫化”的入渗水所代替，因此则会出现土壤水氢氧稳定同位素含量较入渗水本底值（即雨水测量值）低的现象。然而，在同一降雨事件下，不同土地利用方式下土壤水稳定同位素差异仍然说明降水在入渗过程中不断与原土壤水发生不同程度的混合作用，这与YANG 等人［27］的研究结论相一致。另一方面，这种差异还说明在降雨后土壤表层的入渗能力大小依次为苹果地＞玉米地＞荒草地。

图7 苹果地0～3 m剖面土壤水稳定同位素对次降雨的时空响应变化Fig.7 The temporal and spatial response changes of soil water stable isotopes in the 0～3 m section of apple tree field to rainfall

图8 玉米地0～3 m剖面土壤水稳定同位素对次降雨的时空响应变化Fig.8 The temporal and spatial response changes of soil water stable isotopes in the 0～3 m section of corn field to rainfall

3 种土地利用方式下土壤水稳定同位素-深度曲线随时间变化均呈现“喇叭形”分布，即上层土壤水氢氧稳定同位素含量随深度变化曲线随时间呈现相对剧烈变化特征，而下层区域随时间变化较小，分布集中。随着时间的推移，上层土壤水氢氧稳定同位素呈现明显的“富集”现象。在降雨结束后第3～7 天，荒草地和玉米地0～0.6 m 深度范围内土壤水稳定同位素含量均出现不同深度的最大富集层。一方面，降雨结束后表层土壤水氢氧稳定同位素受蒸发作用发生不同程度的动力分馏过程而富集［28］，另一方面，在毛管力与土水势差的作用下，下层土壤水上移进一步参与动力分馏而发生富集，从而形成了最大富集层。

在本次降雨事件下，3种土地利用方式3 m土层范围内土壤水氢氧稳定同位素随深度变化均表现出“多峰”的变化趋势。0.4～0.6 m 土层深度内，荒草地和玉米地在第3 天时出现最小值；在降雨结束后，荒草地和苹果地在0.8～1.0 m 土层深度内δ2H、δ18O 随时间推移不断减小并在第5 天达到最小值。一方面，这体现了降水结束后雨水入渗过程的滞后性；另一方面，这说明在本次降雨入渗过程中，3 种土地利用方式下0～3 m 土层均存在“优先流”发育的可能，这在STUMPP［29］、林国伟［30］等学者的研究中得到印证。土壤水氢氧稳定同位素本应“富”于雨水。若土壤中的稳定同位素丰度小于雨水（即落于图中黑色虚线的左侧），这说明雨水通过入渗对该层土壤进行了充分补给甚至完全代替原土壤水。以玉米地为例，在降雨发生后第1 天，0～0.4 m范围内土壤水氢氧稳定同位素位于黑色虚线的左侧，说明了雨水的充分入渗。0.4～0.8 m 范围内土壤水氢氧稳定同位素虽有所下降，但仍在黑色虚线右侧，这体现了雨水到达该层但并未完全“替代”原土壤水，而是与原土壤水的相互混合。然而，0.8～1 m 土层土壤水相较于雨水更“贫”，这体现了雨水越过浅层土壤对深层土壤直接补给。同样的现象在其他土地利用方式处理中也可以观测到。以上说明，在本次降雨事件下，雨水入渗过程中同时存在“活塞流”和“优先流”并呈交替进行。

3 结 论

（1）在本次降雨事件发生前及发生后7 天（降雨量47.6 mm），荒草地、苹果地和玉米地在0～3 m范围内土壤含水量平均含水量分别为16.13%±1.23%、16.01%±1.38%、16.53%±1.43%。土壤水分对本次降雨事件响应的最大深度由大到小依次是玉米地、苹果地和荒草地，前两者在降雨入渗2天后均出现了最大响应深度下移的现象。采用有序聚类分析将土壤水分纵向变化层次划分为土壤水分活跃带、弱活跃带、相对稳定带，荒草地各层次深度范围分别为0～0.2、0.2～0.4 和0.4～3 m，苹果地和玉米地各层次深度范围均为0～0.2、0.2～0.6 和0.6～3 m，荒草地土壤水相对稳定带的起始深度小于苹果地和玉米地。

（2）3 种土地利用方式下0～3 m 土层蓄水能力由大到小依次是荒草地、玉米地和苹果地，对应的蓄水量（单位面积蓄水深）分别是646.24、641.29、634.19 mm，平均每20 cm 土层的平均蓄水量为43.25、43.35、42.27 mm。

（3）本次降雨事件下，雨水δ2H、δ18O 分别为-81.30‰、-11.12‰；荒草地、苹果地和玉米地0～3 m 土层土壤水δ2H 为（ -63.91‰±13.55‰）、（ -65.60‰±14.60‰）、（ -67.52‰±13.32‰），δ18O平均值分别（-8.95‰±1.77‰）、（-9.13‰±1.88‰）、（-9.22‰±1.90‰）。表层土壤水受雨水入渗影响发生不同程度的“贫化”，降雨后土壤表层的入渗能力大小依次为苹果地＞玉米地＞荒草地。3 种土地利用方式3 m 土层范围内土壤水氢氧稳定同位素随深度变化均表现出“多峰”的变化趋势3种土地利用方式下雨水入渗均呈现“活塞流”和“优先流”交替进行的过程。 □