哈尼梯田水源区3种典型植被下不同水体的氢氧稳定同位素特征及相互关系*

普慧梅 李 源 吴锦奎 马 泽 宋维峰)

(1.西南林业大学生态与环境学院 昆明 650224； 2.中国科学院西北生态环境资源研究院 兰州 730000)

云南哈尼梯田属于典型的山地农业生态系统，在2010年遭遇百年一遇的全省性特大旱灾时，仍能保证灌区水流一年四季不断，因此受到广泛的关注。哈尼梯田生态系统具有森林-村寨-梯田-河流“四素同构”的景观结构，森林对其水文过程的调控作用非常显著(宋维峰等， 2016； 马菁等， 2016)。土壤水作为联系大气降水、地表水、地下水和生物地球循环的纽带，是影响区域水循环的关键环节(徐英德等， 2018)。因此，研究哈尼梯田水源林土壤水分运移特征对于揭示降水入渗补给地下水过程及评价土壤水库稳定性具有参考价值。

不同植被类型下垫面的水文过程存在差异(邵薇薇等， 2009； 杨永刚等， 2014； 徐飞等， 2017)，是因为土壤水受降水和蒸发的影响以及水分下渗方式存在差异，下垫面特征会通过改变蒸发和入渗方式影响山区水文循环(徐飞等， 2019)，也会影响流域产汇流(吴江琪等， 2018； 朱燕琴等， 2019)。

氢氧稳定同位素作为水分子的组成部分，对水分运动有良好指示作用，可用来揭示土壤水的来源、入渗、蒸发等运移过程，因此，氢氧稳定同位素技术是研究流域水循环的重要手段(Lietal.， 2007； 孙晓旭等， 2012； Muelleraetal.， 2014)。植被类型影响土壤水循环，马建业等(2020)研究指出刺槐(Robiniapseudoacacia)林因对深层土壤水分的高强度利用而加剧深层土壤干化，草地更利于降水入渗及地下水补给。农地和草地的土壤水分可被小强度降水事件补给，而沙柳(Salixcheilophila)地和杨树(Populussp.)地主要接受夏秋季暴雨补给(姬王佳等， 2019)。高耗水型人工林因水分负平衡而导致土壤干层化，进而减小优先流发生的可能性，但农田和荒草地易发生优先流形式的降水入渗，从而补给深层土壤水分或地下水(程立平等， 2012)。这些研究多集中于环境脆弱、侵蚀严重、水资源匮乏的黄土高原。相较黄土高原旱区，“四素同构”的哈尼梯田独特生态系统能够持续存在，主要得益于水资源的持续良性循环(角媛梅， 2009)，其中森林发挥着至关重要的“水库”调节作用。目前，有关哈尼梯田水源区不同植被类型的土壤水分循环特征研究相对较少，如4种典型植被(乔木林、灌木林、荒草地和无林地)不同土层土壤水的稳定同位素特征(张小娟等， 2015)，不同景观类型的土壤水分入渗特性及影响因子(刘澄静等， 2018)等研究，虽然加深了对哈尼梯田水源区的土壤水分运动和土壤涵养水源作用理解，却仍不能阐明水源区不同植被下土壤水分运移规律。

本研究以全福庄小流域哈尼梯田核心区上方水源林区的乔木林、灌木林和荒草地为对象，基于氢氧稳定同位素示踪技术，对0～100 cm土层土壤水的运移过程和水分来源及其对地下水的补给比例进行定量估算，揭示3类植被对土壤水分运移的影响，以期为定量研究哈尼梯田区森林-梯田复合生态系统水循环过程及哈尼梯田可持续利用提供科学依据。

1 研究区概况

全福庄小流域(102°45′—102°53′E，23°03′—23°10′N)位于云南省红河哈尼梯田世界文化遗产核心区之一的云南省元阳县坝达景区，是红河一级支流麻栗寨河的上游，流域面积约13.92 km2，海拔1 720～2 073 m。研究区位于全福庄小流域梯田核心区上方的水源林区，海拔1 584～2 030 m，面积77 hm2，属中低山丘陵地貌，气候属亚热带山地季风气候，多年平均气温20.5 ℃，多年平均降水量1 397.6 mm，降雨季节变化明显，集中在5—10月，最大月降雨量出现在7—8月。年蒸发量1 184.1 mm，年均日照1 820.8 h。土壤以黄壤和棕壤为主，植被种类丰富，主要分布有中山湿性常绿阔叶林、中山湿性针叶林和南亚热带常绿阔叶苔藓林，被破坏的植被地带出现了次生林、人工林和草地(和弦等， 2012； 刘澄静等， 2016)。

2 研究方法

2.1 样地设置

在小流域哈尼梯田核心区上方水源林区的3种典型植被类型(乔木林、灌木林、荒草地)中各选1块100 m2的典型样地，并在每块样地内随机选取3个5 m×5 m样方，样地、样方概况见表1。

表1 样地、样方概况Tab.1 Basic information of the sampling plots and quadrats

2.2 氢氧稳定同位素测定水样的收集

降水：2015年4—12月，在哈尼梯田水源区内的2个空旷地(a：102°46′13″E，23°5′45″N；b：102°46′10″E，23°5′37″N)分别放入1个雨水收集装置，装置内放置1个聚乙烯瓶，瓶口处加装漏斗，漏斗口放置1个乒乓球防止水分蒸发，每次降雨结束后立即收集水样，如降雨发生在晚上则第2天早上收集，并将2个采样点收集的水样混合。在采样期内共收集降水样品65个。

地表水：采集水源林区采集样地附近(102°46′18″E，23°5′52″N)的溪水及水源林和梯田交接处(102°46′4″E，23°6′2″N)的溪水作为地表水。2015年4—12月，每月采集1次,每次将2个溪水样品混合。在采样期内共收集地表水(溪水)样品14个(2015年7月20日—8月5日间多采集了5个样品)。

浅层地下水：在研究区内有常流水的泉水出露点(102°46′3″E，23°6′6″N)进行浅层地下水样品采集，每月采集1次。在采样期内共收集浅层地下水样品9个。

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日对土壤样品进行采集，其中2015年7月24日、7月29日和8月3日为3次代表性降水事件土壤样品的采集时间。在每个5 m×5 m样方内，用土钻按0～10、10～20、20～40、40～60、60～80和80～100 cm土层取样，土样装入离心管后立即用Parafilm膜封口，保存在低温保温箱中带回实验室后冷藏保存(1～4℃)，并使用真空抽提装置来抽提土壤水样，冷冻贮存以待同位素测定。在采样期内共收集土壤水样品524个，其中乔木林176个(有4个缺失)，灌木林171个(有9个缺失)，荒草地177个(有3个缺失)。

各种水样在采集后均转入50 mL离心管中，并立即用Parafilm膜封口，标注采样地点、时间，保存在低温保温箱中带回实验室，冷冻贮存以待同位素测定。

2.3 同位素样品测定和分析

在中国科学院西北生态环境资源研究院同位素实验室进行所有样品的氢氧稳定同位素测定，使用的仪器为美国Los Gatos Research(LGR)公司生产的液态水稳定同位素分析仪(型号DLT-100, Los Gatos Research, Mountain View, CA, USA)，采用的方法是离轴积分腔输出光谱技术(off-axis integrated cavity output spectroscopy, OA-ICOS)。水样的氢或氧同位素比值(δ)可以用相对于维也纳标准平均海洋水(VSMOW)的千分差来表示：

δ(‰)=(Rs/RV-1)×1 000 。

(1)

式中：Rs为水样中的稳定氢或氧同位素的比率；RV为维也纳标准平均海洋水中的稳定氢或氧同位素比率。δD和δ18O的分析精度分别为±1‰和±0.2‰。降水同位素的平均值为降水量的加权平均值(δw)，其计算方法如下：

(2)

式中：Pi和δi分别为每次降水事件的降水量和同位素值。

若确定土壤水来源于某2种水源(降水和浅层地下水)时，通过对比不同水源的同位素组成，应用二元线性混合模型确定每种水分来源所占比例(张翔等， 2013； Yehetal.， 2014)：

C(VA+VB)=AVA+BVB;

(3)

(4)

式中：A为降水氢或氧同位素值(‰)；B为浅层地下水氢或氧同位素值(‰)；C为土壤水氢或氧同位素值(‰)；VA为降水量；VB为浅层地下水的水量；x为浅层地下水在水分来源中占的比例(%)； 1-x为降水在水分来源中占的比例(%)。

土壤水分入渗速率的估算方法如下：

f=h/t。

(5)

式中：f为土壤水分入渗速率(cm·d-1)；h为2次监测时δ18O贫化峰值出现的土层深度差值(cm)；t为2次监测的时间差(d)。

2.4 数据处理

数据分析采用Excel软件完成，显著性分析由SPSS 26.0软件完成，所有图表均运用Excel 2016和Origin 2019软件完成。

3 结果与分析

3.1 不同水体的氢氧同位素统计特征

由表2可知，不同水体的δD和δ18O值基本符合地下水>地表水>乔木林地土壤水>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，变异系数均值相对较低(0.10)； 降水的同位素最贫化，变异系数均值最高(0.40)。乔灌草3类植被土壤水的变异系数相差较小，分别为0.15、0.13和0.13。降水、地表水和地下水的氢氧稳定同位素差异均不显著(P>0.05)，3种植被类型样地土壤水的氢氧稳定同位素差异均不显著(P>0.05)，且与降水、地表水和地下水均无显著差异(P>0.05)。标准差可反映氢氧稳定同位素值的离散程度，降水的同位素值的离散程度最高，可能是因研究区地处西南季风区，旱、雨季水汽来源不同且受季风气候影响，降水中的氢氧稳定同位素值存在明显的季节变化(章新平等， 2009)。由于地下水不仅受到雨季降水补给，还受到地表水补给，且补给过程中存在一定蒸发，同时还与其他水体存在混合交换作用，导致地下水同位素整体呈富集现象(姚天次等， 2016)。乔木林地土壤水同位素较灌木林地和荒草地富集，可能是由于乔木具有较大冠幅，在降雨过程中存在截留现象，延长了降水补给土壤水的过程，增大了蒸发分馏作用。

表2 不同水体氢氧同位素特征Tab.2 Characteristics of hydrogen and oxygen isotopes in different water bodies

3.2 不同水体的氢氧同位素关系

利用最小二乘法对不同水体中的δD和δ18O进行拟合，得出其氢氧稳定同位素关系(图1和表3)。研究时段内的降水线方程为δD=7.718δ18O+5.394(R2=0.990)，其斜率和截距均小于全球大气降水线(δD=8δ18O+10)，主要是由于降水形成过程中还受到蒸发等其他因素的影响。由图1可知，研究区地表水和浅层地下水同位素值均分布于当地降水线两侧，说明地表水和地下水可能来源于大气降水。3种植被类型样地土壤水线的斜率和截距均小于降水线，且该区大气降水的δD 和δ18O平均值分别为-73.8‰和-10.31‰，明显低于3种植被类型样地土壤水的平均值，说明降水是土壤水的主要补给来源，且在降水补给土壤水之前经历了较强的非平衡蒸发作用(高德强等， 2017)。荒草地土壤水线的斜率和截距均高于乔木林和灌木林，表明乔木林和灌木林土壤水经受的蒸发作用较荒草地更强，荒草地土壤水更多来自降水补充，而乔木林和灌木林土壤水接受前期土壤水补给的比例较大。

图1 不同水体中δ D和δ18O 关系Fig. 1 Relationship between δ D and δ18O in different water bodies

表3 不同水体中δ D和δ18O 关系Tab.3 Relationship between δ D and δ18O in different water bodies

3.3 不同植被的土壤水分运移

土壤水中氢氧稳定同位素贫化峰值的运移可指示土壤中的降水入渗过程。本研究分别于7月24日、7月29日和8月3日监测了3种植被类型样地的土壤水氢氧稳定同位素，不同时段土壤水同位素随土层深度的变化如图2所示。监测期间的降水量分别为： 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，均为短阵型暴雨。7月24日、7月29日、8月3日，乔木林的δ18O贫化峰值分别出现在30、50和70 cm处，水分入渗速率均为4 cm·d-1，灌木林分别出现在15、30和70 cm处，7月24—29日入渗速率为3 cm·d-1，7月29日—8月3日入渗速率为8 cm·d-1， 荒草地中分别出现在5、15和50 cm处，7月24日至29日入渗速率为2 cm·d-1，7月29日—8月3日入渗速率为7 cm·d-1。综上所述，在相同降雨条件下，监测前期乔木林土壤水分入渗速率高于灌木林和荒草地，且δ18O贫化峰值出现的土壤层较灌木林和荒草地更深，而监测后期灌木林土壤水分入渗速率较乔木林地和荒草地高。在整个监测期内，3种植被类型样地土壤水分入渗速率表现为灌木林>乔木林>荒草地，乔木林和灌木林土壤水分入渗主要发生在0～70 cm土层，而荒草地主要发生在0～50 cm土层。

图2 不同时段土壤水同位素随土深的变化 Fig. 2 Variation of soil water isotope with soil depth in different periods

3.4 不同植被类型的土壤水分运移特征

土壤水分主要来源于大气降水、地下水和地表水，还有少量的水汽凝结； 而土壤水通过土壤蒸发、植被吸收利用和蒸腾、水分的渗漏和径流等途径耗散(陈同同等， 2015)。降水进入土壤以后，除部分供给植物生命活动和蒸发消耗外，其余部分会继续以活塞流和优先流形式向深层入渗，补给深层土壤水和地下水； 在降水少时，表层土壤水分亏缺，地下水和深层土壤水会以水或汽的形式向上层运移补充(马建业等， 2020)。但土壤水与地下水之间的转化并不是普遍存在，本研究分别挑选了同一时间内3种植被类型样地均发生地下水补给土壤水的事件，相同的降雨条件下，3种植被类型样地均发生土壤水补给浅层地下水的事件，统计各事件不同水体氢氧稳定同位素的均值，用于探究土壤水与浅层地下水的相互转化比例(表4,5)。

表4 0～100 cm 土层土壤水的水分来源比例Tab.4 Soil water source proportion in 0-100 cm soil layer

表5 地表水和0～100 cm土层土壤水对地下水的补给比例Tab.5 Estimation of groundwater recharge by surface water and soil water in 0-100 cm soil layer

降水和浅层地下水对0～100 cm土层土壤水的补给比例，见表4。乔木林0～100 cm土层土壤水中有40.35%来自于降水、59.65%来自于浅层地下水，灌木林土壤水中降水和浅层地下水的补给比例分别为49.82%和50.18%，荒草地土壤水中降水和浅层地下水的补给比例分别为67.02%和32.98%。

不同植被类型下地表水和土壤水对浅层地下水的补给比例，见表5。地表水和土壤水对浅层地下水的补给比例在乔木林分别为67.58%和32.42%，在灌木林分别为60.99%和39.01%，在荒草地分别为44.09%和55.91%，其中荒草地土壤水对浅层地下水的补给比例高于乔木林和灌木林，差异较大，而乔木林和灌木林的土壤水补给浅层地下水的比例差异较小。

4 讨论

4.1 植被类型对土壤水同位素特征的影响

森林生态系统的水文功能是森林植被与土壤及气候条件综合作用的结果(王云琦等， 2010)，下垫面植被类型不同会直接影响水分蒸散、土壤入渗、产汇流等水文过程(李航等， 2018； 周晗等， 2019)，因此探究不同植被类型的土壤水分循环对评估土壤水库稳定性、选择生态修复植物类型具有重要指导作用(程立平等， 2009； 李坤等， 2017)。本研究中，3种植被的土壤水氢氧稳定同位素位于降水和浅层地下水之间，且3种植被类型样地土壤水线的斜率和截距均小于降水线，可能因为土壤水是原有土壤水与其他补给水的混合体，补给源除降雨外还可能有地下水、河流水(地表水)等(马菁等， 2016)，而且土壤水中来自当季降水补给的比例较低。研究区土壤水氢氧稳定同位素值落于当地大气降水线下侧的结果与程立平等(2012)在黄土塬区的研究结果一致。

4.2 植被类型对水分入渗过程的影响

降水入渗存在2个过程： 一是降水渗入土壤基质后，与浅层自由水完全混合并因蒸发而富集重同位素； 二是降水通过土壤大孔隙以优先流形式快速通过浅层土层形成深层渗漏(Mathieuetal.， 1996)。

土壤水运移过程受土壤质地、植被类型、微地形及气候环境等因素的影响(孙芳强等， 2017)。本研究中，监测前期乔木林土壤水分入渗速率较灌木林地和荒草地高，而在监测后期，灌木林土壤水分入渗速率较乔木林和荒草地高。这可能是因为乔木林地由于枯枝落叶层的存在以及根系的作用，土壤层的透水性较好，导致前期乔木林土壤水分入渗速率偏高； 而在监测后期，乔木林土壤因前期的水分入渗而具有相对较高的土壤含水量，但灌木林和荒草地因前期的水分入渗较少，从而导致后期的土壤水分入渗速率相对于乔木林地高。在元阳梯田核心区的研究表明，0～60 cm土层土壤孔隙度表现为灌木林>乔木林>荒草地，林地入渗过程中最先达到稳渗，初期土壤含水量对初渗速率有较大影响(李阳芳等， 2012)。土层厚度是影响土壤水同位素的主要因素(王贺等， 2016)，本研究中3种植被类型样地土壤水分入渗主要发生层存在不同，实地调查发现，乔木林地和灌木地的土层深厚，而草地土层较薄，导致荒草地的水分入渗深度较乔木林地和灌木地浅。在呼和浩特地区的研究(刘君等， 2016)表明，上层(0.7 m以内)土壤水中的δ2H和δ18O受到降水中δ2H和δ18O的直接影响，底层土壤(约2 m 的位置往下)的土壤水与浅层地下水交换较活跃。

4.3 植被类型对浅层地下潜水补给的影响

土地利用与覆被变化是影响区域水文循环的主要驱动力之一(董磊华等， 2012)。土地利用变化对地下水补给存在一定影响，休耕地的地下水活塞流补给量大于低产农地，高产农地仅在丰水年份才可能形成活塞流形式的深层渗漏，在高耗水人工林草地中以活塞流的形式补给地下水的可能性极低(程立平等， 2016)。本研究发现，荒草地土壤水对地下水的补给比例高于乔木林地和灌木林地。一方面可能因为乔木林地和灌木林地根系发达，对深层土壤水利用强度较大，但荒草地由于较少利用深层土壤水，从而发生水分向深层运移，造成荒草地对地下水的补给量高于乔木林地和灌木林地。另一方面，可能是因为乔木和灌木的根系发达，利于形成大孔隙和优先流路径，而荒草地土壤大孔隙较少，雨水下渗慢且主要以活塞流形式下渗。乔木林地和灌木林地的土壤水对地下水的补给比例差异较小，这可能是与研究尺度有关，地下水补给在小流域尺度主要受地形和地貌影响，在区域尺度主要受植被覆盖影响(赵文智等， 2017)。乔木林和灌木林样地距离较近，且地形地貌无明显差异，造成土壤水对地下水的补给比例差异较小。黄亚楠等(2019)在黄土高原白草塬的研究指出，土地利用变化虽对土壤水分有较大影响，但对地下水补给的影响尚不显著，可能是因土地利用类型转换时间还不到10年。因此，土地利用与植被覆被变化等下垫面特征对地下水补给的影响还需进一步研究。

5 结论

在全福庄小流域哈尼梯田核心区上方水源林区，植被类型对土壤水分循环特征有一定影响。与灌木林地和荒草地相比，乔木林地土壤水的同位素更为富集，受到的蒸发分馏作用更强。荒草地土壤水以降水补给为主，占比67.02%，乔木林地和灌木林地土壤水以深层土壤水补给为主，所占比例分别为59.65%和50.18%。林地对深层土壤水分利用强度较大，荒草地更利于降水入渗及地下水补给，说明由荒草地转为林地会引起深层土壤湿度降低。