哈尼梯田水源區3種典型植被下不同水體的氫氧穩定同位素特征及相互關系*

普慧梅 李 源 吳錦奎 馬 澤 宋維峰)

(1.西南林業大學生態與環境學院 昆明 650224； 2.中國科學院西北生態環境資源研究院 蘭州 730000)

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

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和入滲方式影響山區水文循環(徐飛等， 2019)，也會影響流域產匯流(吳江琪等， 2018； 朱燕琴等， 2019)。

氫氧穩定同位素作為水分子的組成部分，對水分運動有良好指示作用，可用來揭示土壤水的來源、入滲、蒸發等運移過程，因此，氫氧穩定同位素技術是研究流域水循環的重要手段(Lietal.， 2007； 孫曉旭等， 2012； Muelleraetal.， 2014)。植被類型影響土壤水循環，馬建業等(2020)研究指出刺槐(Robiniapseudoacacia)林因對深層土壤水分的高強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給。農地和草地的土壤水分可被小強度降水事件補給，而沙柳(Salixcheilophila)地和楊樹(Populussp.)地主要接受夏秋季暴雨補給(姬王佳等， 2019)。高耗水型人工林因水分負平衡而導致土壤干層化，進而減小優先流發生的可能性，但農田和荒草地易發生優先流形式的降水入滲，從而補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境脆弱、侵蝕嚴重、水資源匱乏的黃土高原。相較黃土高原旱區，“四素同構”的哈尼梯田獨特生態系統能夠持續存在，主要得益于水資源的持續良性循環(角媛梅， 2009)，其中森林發揮著至關重要的“水庫”調節作用。目前，有關哈尼梯田水源區不同植被類型的土壤水分循環特征研究相對較少，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的土壤水分運動和土壤涵養水源作用理解，卻仍不能闡明水源區不同植被下土壤水分運移規律。

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

1 研究區概況

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核心區之一的云南省元陽縣壩達景區，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。研究區位于全福莊小流域梯田核心區上方的水源林區，海拔1 584～2 030 m，面積77 hm2，屬中低山丘陵地貌，氣候屬亞熱帶山地季風氣候，多年平均氣溫20.5 ℃，多年平均降水量1 397.6 mm，降雨季節變化明顯，集中在5—10月，最大月降雨量出現在7—8月。年蒸發量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 樣地設置

在小流域哈尼梯田核心區上方水源林區的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，并在每塊樣地內隨機選取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，在哈尼梯田水源區內的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，每次降雨結束后立即收集水樣，如降雨發生在晚上則第2天早上收集，并將2個采樣點收集的水樣混合。在采樣期內共收集降水樣品65個。

地表水：采集水源林區采集樣地附近(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：在研究區內有常流水的泉水出露點(102°46′3″E，23°6′6″N)進行淺層地下水樣品采集，每月采集1次。在采樣期內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，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入50 mL離心管中，并立即用Parafilm膜封口，標注采樣地點、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

在中國科學院西北生態環境資源研究院同位素實驗室進行所有樣品的氫氧穩定同位素測定，使用的儀器為美國Los Gatos Research(LGR)公司生產的液態水穩定同位素分析儀(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(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準平均海洋水(VSMOW)的千分差來表示：

δ(‰)=(Rs/RV-1)×1 000 。

(1)

式中：Rs為水樣中的穩定氫或氧同位素的比率；RV為維也納標準平均海洋水中的穩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次監測時δ18O貧化峰值出現的土層深度差值(cm)；t為2次監測的時間差(d)。

2.4 數據處理

數據分析采用Excel軟件完成，顯著性分析由SPSS 26.0軟件完成，所有圖表均運用Excel 2016和Origin 2019軟件完成。

3 結果與分析

3.1 不同水體的氫氧同位素統計特征

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，變異系數均值相對較低(0.10)； 降水的同位素最貧化，變異系數均值最高(0.40)。喬灌草3類植被土壤水的變異系數相差較小，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)。標準差可反映氫氧穩定同位素值的離散程度，降水的同位素值的離散程度最高，可能是因研究區地處西南季風區，旱、雨季水汽來源不同且受季風氣候影響，降水中的氫氧穩定同位素值存在明顯的季節變化(章新平等， 2009)。由于地下水不僅受到雨季降水補給，還受到地表水補給，且補給過程中存在一定蒸發，同時還與其他水體存在混合交換作用，導致地下水同位素整體呈富集現象(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象，延長了降水補給土壤水的過程，增大了蒸發分餾作用。

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系

利用最小二乘法對不同水體中的δD和δ18O進行擬合，得出其氫氧穩定同位素關系(圖1和表3)。研究時段內的降水線方程為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等其他因素的影響。由圖1可知，研究區地表水和淺層地下水同位素值均分布于當地降水線兩側，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給來源，且在降水補給土壤水之前經歷了較強的非平衡蒸發作用(高德強等， 2017)。荒草地土壤水線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受的蒸發作用較荒草地更強，荒草地土壤水更多來自降水補充，而喬木林和灌木林土壤水接受前期土壤水補給的比例較大。

圖1 不同水體中δ D和δ18O 關系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移

土壤水中氫氧穩定同位素貧化峰值的運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日監測了3種植被類型樣地的土壤水氫氧穩定同位素，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貧化峰值出現的土壤層較灌木林和荒草地更深，而監測后期灌木林土壤水分入滲速率較喬木林地和荒草地高。在整個監測期內，3種植被類型樣地土壤水分入滲速率表現為灌木林>喬木林>荒草地，喬木林和灌木林土壤水分入滲主要發生在0～70 cm土層，而荒草地主要發生在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； 而土壤水通過土壤蒸發、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)。降水進入土壤以后，除部分供給植物生命活動和蒸發消耗外，其余部分會繼續以活塞流和優先流形式向深層入滲，補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移補充(馬建業等， 2020)。但土壤水與地下水之間的轉化并不是普遍存在，本研究分別挑選了同一時間內3種植被類型樣地均發生地下水補給土壤水的事件，相同的降雨條件下，3種植被類型樣地均發生土壤水補給淺層地下水的事件，統計各事件不同水體氫氧穩定同位素的均值，用于探究土壤水與淺層地下水的相互轉化比例(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給比例，見表5。地表水和土壤水對淺層地下水的補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

森林生態系統的水文功能是森林植被與土壤及氣候條件綜合作用的結果(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對評估土壤水庫穩定性、選擇生態修復植物類型具有重要指導作用(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給水的混合體，補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季降水補給的比例較低。研究區土壤水氫氧穩定同位素值落于當地大氣降水線下側的結果與程立平等(2012)在黃土塬區的研究結果一致。

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后，與淺層自由水完全混合并因蒸發而富集重同位素； 二是降水通過土壤大孔隙以優先流形式快速通過淺層土層形成深層滲漏(Mathieuetal.， 1996)。

土壤水運移過程受土壤質地、植被類型、微地形及氣候環境等因素的影響(孫芳強等， 2017)。本研究中，監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，導致前期喬木林土壤水分入滲速率偏高； 而在監測后期，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。在元陽梯田核心區的研究表明，0～60 cm土層土壤孔隙度表現為灌木林>喬木林>荒草地，林地入滲過程中最先達到穩滲，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生層存在不同，實地調查發現，喬木林地和灌木地的土層深厚，而草地土層較薄，導致荒草地的水分入滲深度較喬木林地和灌木地淺。在呼和浩特地區的研究(劉君等， 2016)表明，上層(0.7 m以內)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給的影響

土地利用與覆被變化是影響區域水文循環的主要驅動力之一(董磊華等， 2012)。土地利用變化對地下水補給存在一定影響，休耕地的地下水活塞流補給量大于低產農地，高產農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給地下水的可能性極低(程立平等， 2016)。本研究發現，荒草地土壤水對地下水的補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達，對深層土壤水利用強度較大，但荒草地由于較少利用深層土壤水，從而發生水分向深層運移，造成荒草地對地下水的補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達，利于形成大孔隙和優先流路徑，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給比例差異較小，這可能是與研究尺度有關，地下水補給在小流域尺度主要受地形和地貌影響，在區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，但對地下水補給的影響尚不顯著，可能是因土地利用類型轉換時間還不到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給的影響還需進一步研究。

5 結論

在全福莊小流域哈尼梯田核心區上方水源林區，植被類型對土壤水分循環特征有一定影響。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，受到的蒸發分餾作用更強。荒草地土壤水以降水補給為主，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度較大，荒草地更利于降水入滲及地下水補給，說明由荒草地轉為林地會引起深層土壤濕度降低。