基于穩(wěn)定氫氧同位素的高寒草甸坡地壤中流產(chǎn)流研究

蔣志云，姜皓月，賴 振，肖 雄，吳華武

(1. 華南師范大學地理科學學院，廣州 510631； 2. 中國科學院青藏高原研究所，北京 100101；3. 中國科學院流域地理學重點實驗室，中國科學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的水流[1]，是流域徑流過程的重要環(huán)節(jié)，不僅是地下徑流、湖水和河流的重要補給來源，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)流機制及其水分來源研究，已經(jīng)成為水文學和土壤學交叉研究的熱點問題之一.

壤中流的產(chǎn)流過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度與壤中流的徑流量的關(guān)系，發(fā)現(xiàn)降水強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)系時發(fā)現(xiàn):不同深度的土壤含水量會影響壤中流的產(chǎn)生. 目前關(guān)于壤中流產(chǎn)流過程的研究雖然較為廣泛，但對降水、土壤水及壤中流間的具體轉(zhuǎn)化規(guī)律缺乏深入認識，尤其是壤中流的產(chǎn)流來源和機制尚不清楚. 在相態(tài)轉(zhuǎn)化過程中，氫同位素(2H)和氧同位素(18O)會發(fā)生差異性分餾，氫氧同位素值也會隨之而產(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)在水分運移[9]、土壤水分動態(tài)[10]、徑流產(chǎn)流機制[6,8]和植物水分利用來源[11]等水文循環(huán)和生態(tài)水文過程研究中應用十分廣泛.

高寒草甸是生長在林線與高山冰雪帶之間濕潤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). 我國高寒草甸主要分布在大陸性氣候強、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，占全國草地總面積的22.1%，屬于中國—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)流機制復雜，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)獨特的凍土融雪特點有關(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)流機制和產(chǎn)流來源的研究則相對缺乏. 本研究以青海湖流域高寒草甸為研究對象，采用穩(wěn)定氫氧同位素為示蹤手段，定量識別高寒草甸壤中流的水分來源，為高寒地區(qū)生態(tài)平衡和生態(tài)建設(shè)提供科學依據(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、濕潤和半濕潤地帶，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 實驗觀測與樣品采集

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)為實驗樣地(圖1). 在研究樣地實地調(diào)查過程中發(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斷面，用集水槽插入土壤的各個層次(0～40 cm和40～80 cm)，壤中流則經(jīng)過導管從集水槽匯流至收集桶內(nèi)(圖1). 在距離壤中流觀測斷面10 m處，利用土壤水采集器(DLS,中國科學研究院地理科學與資源研究所)抽提不同深度(20、40、60、80 cm)的土壤水.

圖1 研究區(qū)位置及實驗裝置示意圖

在研究期間(2013年4—9月)通過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次降水至下次降水期間的降水樣品. 降水量通過布置在高寒草甸坡面的自動氣象站觀測獲得.

利用液態(tài)同位素分析儀LGR(DLT-100，型號：908-0008)分析測試水樣的穩(wěn)定氫氧同位素，測試地點在北京師范大學地表過程與資源生態(tài)國家重點實驗室. 穩(wěn)定氫氧同位素值(δD和δ18O值)通常是指所測得的氫氧穩(wěn)定同位素濃度與國際標準水樣的氫氧穩(wěn)定同位素濃度的比值的千分差(‰)，計算公式如下：

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分別表示國際標準水樣的氫、氧同位素比值.

1.3 水分來源計算

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

(3)

其中，δ18OSF、δ18OSW、δ18OP分別表示壤中流、土壤水、降水的δ18O值；大氣降水對壤中流的貢獻率為1-f. 當壤中流全部來自于降水前土壤水時，f值為100%；當壤中流全部來自于大氣降水時，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‰，標準差為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，20～40 cm深度的土壤水的δ18O值最小；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?shù)卮髿饨邓€的下方；坡上壤中流的δ18O值較小且分布相對分散，坡中壤中流的δ18O值較大；坡上壤中流的δ18O值的標準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)來看：(1)坡上壤中流的δD、δ18O值主要集中分布于當?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?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(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值的標準差分別為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 土壤水對壤中流產(chǎn)流的貢獻率

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

表1 不同坡位土壤水對壤中流產(chǎn)流的貢獻率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(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值的時間變化特征大致相同.

大氣降水對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)時發(fā)現(xiàn)，坡中位置由于較為發(fā)達的植物根系，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，大氣降水對土壤水的影響越來越小，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%以上的大氣降水對壤中流無影響，當日降水量較大或有連續(xù)降水時才產(chǎn)生壤中流. 當日降水量較小時，土壤較干燥，降水前土壤含水量低，水分入滲滯蓄為土壤水，此時壤中流不會產(chǎn)生；只有降水量超過田間持水量，使土壤含水量達到飽和狀態(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)的壤中流觀測斷面并無壤中流產(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，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：高寒草甸土壤水對坡地壤中流產(chǎn)流具有重要貢獻，且隨坡位和土壤深度的變化而變化. 因為坡上位置坡度較大且存在礫石[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，說明坡上壤中流的主要水源來自土壤水，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?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)化為地表徑流進入河流中. 從短時期降水事件連續(xù)觀測(表1)來看，坡上、坡中壤中流來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源；隨著降水過程的進行，大氣降水逐漸替代土壤水成為壤中流的主要來源，大氣降水對壤中流的貢獻率不斷提高；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)地表徑流的形成過程，發(fā)現(xiàn)土壤水是夏季驅(qū)動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移，認為壤中流產(chǎn)流主要是來自驅(qū)替而出的原有土壤水. 此外，坡度和降水強度也是影響坡地產(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度對紅黏土坡面侵蝕過程的影響，發(fā)現(xiàn)坡面產(chǎn)流時間隨降水強度和坡度的增加而提前，坡度對坡面累積產(chǎn)流量的影響程度大于降水強度，坡度為15°時的徑流量比裸地的減少50.26%. 因此，未來需要加強基于坡向、坡位、坡度、降水特征(降水量、降水強度、降水歷時)等綜合因素下的坡面產(chǎn)流機理研究.

近年來，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：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[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，土壤水對壤中流的補給貢獻率將持續(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，未來仍需要針對高寒地區(qū)壤中流的產(chǎn)流機制及其對氣候變化的響應方面開展進一步研究. 此外，本研究當前主要從土壤水和大氣降水2個端元分析高寒草甸壤中流產(chǎn)流的水分來源和產(chǎn)流機制，而對其他影響壤中流產(chǎn)流的因素，如土壤性質(zhì)、地形條件、凍融作用等，未予以重點研究，未來需綜合考慮這些影響因素，同時還應把壤中流和地表徑流、地下徑流作為一個整體來研究區(qū)域的水文過程，以全方面揭示高寒草甸區(qū)域徑流產(chǎn)流機制.

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)流來源. 主要結(jié)論如下：(1)大氣降水對淺層(0～40 cm)土壤水的影響高于對深層(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源；在降水過程中，壤中流來源由土壤水逐漸轉(zhuǎn)變?yōu)榇髿饨邓唤邓Ｖ购笸寥浪匦鲁蔀槿乐辛鞯闹饕獊碓?；在非降水期間，土壤水對坡上、坡中壤中流平均貢獻率為88.54%、78.43%，說明土壤水是高寒草甸壤中流的重要來源. 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壤中流產(chǎn)流的影響亟需得到進一步關(guān)注.