長沙地區(qū)樟樹林土壤水穩(wěn)定同位素的變化及影響因素*

戴軍杰，章新平，2?，羅紫東，王 銳，劉?；?，賀新光，2

（1. 湖南師范大學(xué)資源與環(huán)境科學(xué)學(xué)院，長沙 410081；2. 湖南師范大學(xué)地理空間大數(shù)據(jù)挖掘與應(yīng)用湖南省重點實驗室，長沙 410081；3. 無錫科技職業(yè)學(xué)院管理工程系，江蘇無錫 214028）

土壤水作為水資源的重要組成部分，是降水、地表水、植物水和地下水之間相互轉(zhuǎn)化的紐帶[1-3]。有關(guān)土壤水分在非飽和帶遷移的研究有利于提高人們對土壤水分再分配過程的認識[3]。研究土壤水分遷移的傳統(tǒng)方法多基于土壤水的數(shù)量變化，難以追蹤土壤水分的具體來源與去向[1]。而利用穩(wěn)定同位素示蹤的方法可從微觀上提取土壤水分信息[4]，準確地揭示土壤水分運移規(guī)律（入滲、蒸散、補給、滯留）。大量研究表明[1，3-6]，影響土壤水穩(wěn)定同位素變化的主要因素包括降水、入滲和蒸發(fā)等。自然條件下土壤水分的初始源是降水，土壤水穩(wěn)定同位素組成很大程度上繼承了降水穩(wěn)定同位素的變化信息。降水入滲到土壤的水分與原有的土壤水發(fā)生混合，越往深層，土壤水穩(wěn)定同位素值的變化越小[5]。入滲過程的同時伴隨蒸發(fā)，使重同位素（2H和18O）通常在土壤表層明顯富集[7]。

目前，穩(wěn)定同位素技術(shù)已成為研究土壤水分遷移的重要手段。相較而言，研究者更關(guān)注土壤水穩(wěn)定同位素的季節(jié)變化、剖面分布以及組成關(guān)系。受降水穩(wěn)定同位素和環(huán)境要素的影響，土壤水穩(wěn)定同位素具有明顯的季節(jié)性變化[4]。如Robertson和Gazis[8]通過在華盛頓州的取樣發(fā)現(xiàn)，土壤水和降水中氧穩(wěn)定同位素的季節(jié)變化均遵循區(qū)域氣候特征。根據(jù)土壤水穩(wěn)定同位素在垂直剖面的變化特征，不少學(xué)者在研究中找到了土壤中優(yōu)先流存在的證據(jù)[6-7，9-11]。受穩(wěn)定同位素分餾的作用，區(qū)域大氣降水中氫、氧穩(wěn)定同位素比率（δ2H與δ18O）的線性關(guān)系即區(qū)域大氣降水線（Local meteoric water line，LMWL）的斜率通常要高于土壤水線（Soil water line，SWL）[9，12-15]。盡管當前有關(guān)土壤水穩(wěn)定同位素變化的研究成果已很豐碩，但研究區(qū)域以干旱、半干旱地區(qū)[6，9-12，15-17]居多，而在濕潤、半濕潤地區(qū)[3，18-19]相對較少；相關(guān)研究普遍基于短時間內(nèi)收集的數(shù)據(jù)，不利于發(fā)現(xiàn)土壤水和降水穩(wěn)定同位素季節(jié)上的變化細節(jié)以及SWL與LMWL之間的內(nèi)在聯(lián)系。

本文選取位于典型亞熱帶季風(fēng)區(qū)的長沙作為研究區(qū)域，基于2017年3月至2019年2月長沙地區(qū)樟樹林土壤水、降水和地下水穩(wěn)定同位素以及環(huán)境因子（包括土壤含水量、土壤溫度和氣象要素）連續(xù)的監(jiān)測資料，分析土壤水穩(wěn)定同位素變化特征及影響因素，旨在揭示復(fù)雜季風(fēng)系統(tǒng)影響下研究區(qū)土壤水穩(wěn)定同位素隨時間的變化及其在土壤剖面的分布規(guī)律和水線特征。研究結(jié)果對于理解長沙地區(qū)林地土壤水分遷移規(guī)律提供了來自水穩(wěn)定同位素的證據(jù)和理論支持。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

長沙地區(qū)氣候溫和濕潤，四季分明，夏季盛行西南和東南季風(fēng)，冬季盛行偏北風(fēng)。多年平均氣溫17.4℃，多年平均降水量1 447 mm，多年平均蒸發(fā)量902 mm。試驗場地位于湖南省長沙市望城區(qū)八曲河村（28°22′09″N，112°45′43″E）。樣地屬低丘坡面，地勢較為平坦，坡度約為2°～3°，海拔50 m左右。地帶性土壤為紅壤，pH在6.0～7.0之間。在0～130 cm土壤剖面上，粉粒占700 g·kg-1以上，質(zhì)地為粉砂質(zhì)黏壤土，土壤容重在1.16～1.40 g·cm-3范圍，隨土壤深度增加而增大，土壤孔隙度在47.2%～56.2%之間，隨土壤深度增加而減小。試驗場地內(nèi)90%以上樹種為樟樹（Cinnamomum camphora），其根系集中分布于1 m以內(nèi)，水平根系尤為發(fā)達，平均樹齡約13 年，平均樹高約9 m。林內(nèi)伴生種有馬尾松（Pinusmassoniana）、杉木（Cunninghamia lanceolate）等，地面草本植物稀少。

1.2 樣品采集及分析

于2017年3月至2019年2月在試驗場地采集土壤樣品。土樣通過手持式土壤取樣鉆機（SD-1，科力，澳大利亞）鉆取。取樣深度為0～130 cm，間隔為每10 cm，每月采集2～3次，每次取3個平行土樣。取樣時，將新鮮土樣裝入10 mL玻璃瓶中，密封、編號、冷凍保存。土壤樣品利用全自動真空冷凝抽提系統(tǒng)（LI-2100，LICA，中國）抽提出土壤水，水分抽提率約99%。

同期在研究區(qū)進行降水樣采集工作。按照氣象部門制定的降水量觀測規(guī)范，對降水量大于等于0.1 mm的降水，在降水日的08：00和20：00各進行一次取樣，取樣時記錄降水時段的平均溫度和降水量。同期在試驗場地外約30 m處的水井采集地下水樣，采集時間及頻率與土壤樣品的采集保持一致，井深20 m，地下水水位埋深約18 m。降水和地下水樣均裝入30 mL聚乙烯樣品瓶內(nèi)，密封、編號、低溫（4℃）保存。

取樣期間共獲取土壤水樣692個，降水樣278個，地下水樣57個。所有水樣過濾后均利用氣-液兩用型水穩(wěn)定同位素分析儀（DLT-IWA-35EP，LGR，美國）測定氫、氧穩(wěn)定同位素組分。測試的穩(wěn)定同位素豐度用相對于維也納標準平均海洋水（V-SMOW）穩(wěn)定同位素比率的千分差值表示：

式中，Rsample和RV-SMOW分別代表水樣和標準平均海洋水中穩(wěn)定同位素比率（2H /1H或18O/16O）。δ2H和δ18O的測試精度分別為±0.6‰和±0.2‰。本文中，除降水和土壤水穩(wěn)定同位素的平均值分別為相應(yīng)時段內(nèi)降水量和土壤含水量的加權(quán)平均值外，其他所有要素的平均值均指時段內(nèi)的算術(shù)平均值。

1.3 土壤水分、溫度及氣象數(shù)據(jù)的獲取

取樣地的土壤體積含水量和土壤溫度采用布設(shè)于樣地中心位置的云智能管式土壤水分溫度監(jiān)測儀（RWET-100，智墑，中國）測定。儀器探頭位于0～100 cm每隔10 cm處，監(jiān)測精度分別為±2.5%和±0.5 ℃，監(jiān)測時間自2017年2月起，采集頻率為每60 min一次。土壤含水量監(jiān)測數(shù)據(jù)利用烘干稱重法進行水分校正。

降水量、氣溫等氣象數(shù)據(jù)由安裝于林外約50 m處的微型自動氣象站（232，WeatherHawk，美國）獲取，監(jiān)測時間自2016年12月起，采集頻率為每30 min一次。

陸面蒸發(fā)量采用歐洲中期天氣預(yù)報中心（European Centre for Medium-Range Weather Forecasts，ECMWF）的逐日再分析數(shù)據(jù)（ERAInterim），格點精度為0.125°×0.125°，時間范圍從2017年1月至2019年2月。

1.4 不同水體中l(wèi)c的計算

δ2H與LMWL的差值（Line-conditioned excess，lc）為水體中δ2H與LMWL的偏離程度，它可表征不同水體相對于區(qū)域大氣降水的蒸發(fā)程度[14，20]：

式中，a和b分別為LMWL的斜率和截距，δ2Hsample和δ18Osample為水樣中的穩(wěn)定同位素比率。降水中l(wèi)c的變化與不同季節(jié)的水汽來源有關(guān)，研究時段降水中l(wèi)c的平均值為0‰。源于降水的水體中穩(wěn)定同位素因蒸發(fā)分餾，其lc的平均值通常要小于0‰[21]。

文中有關(guān)不同深度土壤水中l(wèi)c平均值之間的顯著性差異以及相關(guān)系數(shù)的顯著性均用t檢驗方法。

2 結(jié) 果

2.1 土壤水穩(wěn)定同位素的時間變化

取樣期間日降水量（P）、蒸發(fā)量（E）、日均氣溫（TA）、土壤含水量（θ）和土壤溫度（TS）等環(huán)境要素以及降水、土壤水和地下水中穩(wěn)定同位素組成（以δ2H為例）的時間變化見圖1。P在0.2～146.4 mm范圍內(nèi)變化，雨季（4月—9月）的累積降水量占總降水量的65.9%，平均降水強度達17.4 mm·d-1；旱季（10月—次年3月）的累積降水量占總降水量的34.1%，平均降水強度僅6.5 mm·d-1。E的變化范圍為0.3～6.8 mm，平均值2.7 mm，月平均最大值和最小值分別出現(xiàn)于7月和1月，為5.1 mm和0.9 mm。TA的變化范圍為-2.6～33.4℃，其季節(jié)變化與E較一致，月均最低值和最高值分別出現(xiàn)于1月和7月。0～100 cm深度θ介于28.03%～38.77%之間，低值出現(xiàn)于7月—10月，這與該階段土壤蒸發(fā)較強烈、植被蒸騰旺盛有關(guān)。隨土壤深度增加，θ呈增加的變化趨勢，變化范圍和離散度均減小。比較而言，0～10 cm深度θ對降水的響應(yīng)更迅速。與TA相比，TS的變化范圍和離散度較小。TA與TS的滯后相關(guān)分析表明，從0～10 cm至90～100 cm深度，TS較TA的滯后天數(shù)從1 d逐漸增加至32 d，說明了大氣與土壤剖面的熱量交換過程存在不同程度的時滯。

降水中δ2H在-94.97‰～30.53‰范圍內(nèi)變化，平均值±標準差為-42.46‰±25.80‰。受季風(fēng)區(qū)冬、夏半年不同水汽來源的影響，降水穩(wěn)定同位素具有顯著的季節(jié)變化。降水中δ2H的月均最大值和最小值分別出現(xiàn)于4月和9月，為-8.63‰和-73.61‰。與降水中δ2H相比，土壤水和地下水中δ2H的變化范圍和離散度均較小。土壤水中δ2H的季節(jié)變化隨深度增加逐漸減弱。0～60 cm土壤水中δ2H的季節(jié)變化與降水同位素有一定相似性，但在時間上存在滯后。如0～60 cm各深度土壤水中δ2H的月均最大值均出現(xiàn)于5月，月均最小值出現(xiàn)于9月—12月。60～130 cm土壤水和地下水中δ2H的季節(jié)變化均不明顯。上述結(jié)果表明，降水能夠直接影響土壤水的深度范圍在0～60 cm，60 cm以下土壤水和地下水中更多地保存前期多次累積的降水穩(wěn)定同位素信息，舊水的滯留時間較長。

在垂直剖面上，0～10 cm、10～20 cm、20～40 cm、40～60 cm、60～90 cm和90～130 cm土壤水以及地下水中δ2H的平均值±標準差依次為-49.83‰±22.53‰、-53.38‰±19.75‰、-54.40‰±13.94‰、-52.33‰±10.16‰、-50.11‰±8.91‰、-50.64‰±6.56‰和-36.15‰±2.33‰。由表層至深層，土壤水中δ2H的平均值呈先減后增的變化趨勢，標準差逐漸減小，土壤水穩(wěn)定同位素變化在垂直剖面上趨于穩(wěn)定；由于地下水受大氣降水的干擾小，其穩(wěn)定同位素值始終保持平穩(wěn)。

不同年份的觀測數(shù)據(jù)顯示，前1年（2017年3月至2018年2月）降水在季節(jié)上分布不均，3月—8月的降水量占年降水量的85%，后1年（2018年3月至2019年2月）降水日數(shù)較前1年明顯增多，年內(nèi)降水變率減小；前1年和后1年降水中δ2H的平 均 值±標 準 差 分 別 為-48.23‰±28.74‰和-35.62‰±23.18‰。受降水的影響，后1年0～130 cm土壤水中δ2H較前1年的平均值偏大，離散度偏小。

圖1 所選環(huán)境要素與降水（P）、土壤水（SW）和地下水（GW）中氫穩(wěn)定同位素比率（δ2H）的時間變化Fig. 1 Temporal variations of selected environmental factors and hydrogen stable isotopic ratio（δ2H）in precipitation（P），soil water（SW）and groundwater（GW）

2.2 土壤水中l(wèi)c變化及與δ2H的關(guān)系

取樣期間降水、土壤水和地下水中l(wèi)c的時間變化見圖2。降水、0～130 cm土壤水和地下水中l(wèi)c的平均值從大到小依次為：降水（0‰±5.56‰）、地下 水（-1.59‰±1.51‰）、0～130 cm土 壤 水（-5.64‰±2.98‰）。其中，地下水中l(wèi)c的平均值與降水較接近，表明地下水穩(wěn)定同位素受蒸發(fā)分餾的影響很小。根據(jù)對不同水體中l(wèi)c的時間序列分析，降水中l(wèi)c的季節(jié)變化表現(xiàn)為夏季低、冬季高，月平均最大值和最小值分別出現(xiàn)于1月和7月，這與E、TA的季節(jié)變化恰好相反。0～60 cm土壤水中l(wèi)c的季節(jié)變化較降水中l(wèi)c滯后約1～3個月，60 cm以下土壤水和地下水中l(wèi)c的季節(jié)變化均不明顯。

垂直剖面上，0～10 cm、10～20 cm、20～40 cm、40～60 cm、60～90 cm和90～130 cm土壤水中l(wèi)c的 平 均 值±標 準 差 依 次 為-8.01‰±4.31‰、-6.73‰±2.90‰、-5.68‰±2.38‰、-5.09‰±2.03‰、-4.22‰±1.60‰、-4.09‰±1.59‰。由表層至深層，土壤水中l(wèi)c的平均值增大，標準差減小，逐漸趨于穩(wěn)定。說明土壤水經(jīng)歷的蒸發(fā)作用隨深度增加逐漸減弱。統(tǒng)計表明，0～10 cm土壤水中l(wèi)c的平均值與其他土層間均具有顯著性差異（P＜0.05）。

圖2 降水、土壤水和地下水中δ2H與區(qū)域大氣水線（LMWL）的差值（lc）的時間變化Fig. 2 Temporal variations of deviations of δ2H in precipitation，soil water and groundwater from the local meteoric water line（LMWL）（Line-conditioned excess，lc）

土壤水中l(wèi)c是由土壤水中δ2H和δ18O組成的一個二級指標，它的大小受δ2H和δ18O變化的影響。不同深度土壤水中l(wèi)c與相應(yīng)δ2H的相關(guān)關(guān)系如圖3所示。其中，以0～130 cm土壤水中l(wèi)c與δ2H的擬合線作為剖面的平均狀況。各深度土壤水中l(wèi)c與δ2H均存在顯著的正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)均超過0.05的信度。這意味著，土壤水中δ2H越低，lc越小，也即δ2H偏離LMWL的程度越大，土壤水穩(wěn)定同位素受到的蒸發(fā)富集作用越強烈；反之，土壤水中δ2H越高，lc越大，也即δ2H偏離LMWL的程度越小，土壤水穩(wěn)定同位素受到的蒸發(fā)富集作用越弱。因此，土壤水中l(wèi)c的高低很大程度上反映了土壤水經(jīng)歷的蒸發(fā)作用程度。

由不同深度土壤水中l(wèi)c與相應(yīng)δ2H的關(guān)系比較可知，0～10 cm土壤水中l(wèi)c與δ2H的擬合線較0～130 cm的擬合線明顯偏低；10～20 cm土壤水中l(wèi)c隨δ2H的平均變化率最小，僅為0.06（即土壤水中δ2H每增加1‰時，lc增加0.06‰）；20～40 cm土壤水中l(wèi)c與δ2H的關(guān)系與剖面的平均狀況最為接近，在圖3c）中表現(xiàn)為20～40 cm與0～130 cm土壤水中l(wèi)c與δ2H的擬合線幾乎重合；40～60 cm土壤水中l(wèi)c與δ2H的相關(guān)關(guān)系最好，且lc隨δ2H的平均變化率最大，為0.12；60 cm以下土壤水中l(wèi)c與δ2H的相關(guān)性隨深度增加逐漸變?nèi)酢?/p>

2.3 土壤水中l(wèi)c與環(huán)境要素的關(guān)系

根據(jù)lc的定義，土壤水中l(wèi)c的大小與局地的環(huán)境要素有關(guān)。土壤水穩(wěn)定同位素因蒸發(fā)富集而偏離大氣水線，因此土壤水中l(wèi)c與蒸發(fā)聯(lián)系密切。盡管土壤水中l(wèi)c受蒸發(fā)的直接影響，但二者之間的同期相關(guān)關(guān)系不密切。除0～10 cm土壤外，10 cm以下各層土壤水中l(wèi)c與同期E、TA的相關(guān)系數(shù)絕對值均在0.01～0.29的較低水平。除此之外，影響蒸發(fā)季節(jié)變化的另一重要因子是溫度，也即熱量。由于土壤蒸發(fā)是一個累積過程，故考慮前期大氣的累積蒸發(fā)量（∑E）和累積溫度（∑TA）對土壤蒸發(fā)的影響。統(tǒng)計發(fā)現(xiàn)（圖略），土壤水中l(wèi)c與前期不同∑E、∑TA之間的相關(guān)關(guān)系隨累積天數(shù)的增加而增加，并逐漸穩(wěn)定。分別將前期30 d、60 d和90 d的∑E、∑TA作為影響0～10 cm、10～20 cm和20 cm以下土壤水中l(wèi)c的主要環(huán)境要素，并計算不同深度土壤水中l(wèi)c與其主要環(huán)境要素的相關(guān)關(guān)系，統(tǒng)計結(jié)果列入表1。

圖3 不同深度土壤水中l(wèi)c與δ2H相關(guān)關(guān)系（n=54）Fig. 3 Correlations between lc and δ2H in soil water relative to soil depth（n=54）

表1 不同深度土壤水中l(wèi)c與前期大氣累積蒸發(fā)量（∑E）、累積溫度（∑TA）和土壤含水量（θ）的相關(guān)關(guān)系Table 1 Correlations of lc in soil water with accumulated atmospheric evaporation（∑E），accumulated atmospheric temperature（∑TA）and soil water content（θ）in the preceding period relative to soil depth

不同深度土壤水中l(wèi)c與對應(yīng)的∑E、∑TA均呈負相關(guān)。其中，0～60 cm土壤水中l(wèi)c與∑E、∑TA的相關(guān)系數(shù)均超過0.01的信度。該結(jié)果表明，∑E與∑TA越大，lc越小，即土壤水穩(wěn)定同位素偏離區(qū)域大氣水線的程度越大；反之，∑E與∑TA越小，lc越大，即土壤水穩(wěn)定同位素偏離區(qū)域大氣水線的程度越小。這體現(xiàn)了前期的累積蒸發(fā)和累積熱量對土壤水中l(wèi)c的作用。

比較而言，0～10 cm土壤水中l(wèi)c與∑E、∑TA的相關(guān)性明顯優(yōu)于其他土層，表明大氣濕熱程度對表層土壤水中l(wèi)c的影響最顯著；10～60 cm各深度土壤水中l(wèi)c與∑E、∑TA的相關(guān)系數(shù)相近，為0.36～0.47；而60 cm以下的土壤水中l(wèi)c與∑E、∑TA的相關(guān)性逐漸變?nèi)?，說明大氣濕熱程度對60 cm以下土壤水中l(wèi)c的影響變小。

土壤含水量θ能夠反映降水和蒸散發(fā)的動態(tài)變化，它與土壤水中l(wèi)c之間也存在一定聯(lián)系。因此，表1還給出了不同深度土壤水中l(wèi)c與相應(yīng)深度θ的相關(guān)關(guān)系。可以看到，除60～90 cm土層外，各深度土壤水中l(wèi)c與θ均呈顯著正相關(guān)，相關(guān)系數(shù)均超過0.01的信度。結(jié)合圖1可知，較大的土壤含水量通常出現(xiàn)于低溫或降水的天氣條件下，期間林地蒸散發(fā)小，故土壤水中l(wèi)c較大；而較小的土壤含水量通常出現(xiàn)于高溫和連續(xù)干旱的天氣條件下，期間林地蒸散發(fā)大，土壤水中l(wèi)c較小。

2.4 土壤水中δ2H與δ18O的關(guān)系

水體中δ2H與δ18O的線性關(guān)系被定義為水線[22]。通過比較LMWL、SWL以及地下水線GWL（Groundwater water line）等可以揭示區(qū)域水文氣象狀況、不同環(huán)境要素的貢獻和不同水體的轉(zhuǎn)化關(guān)系[23]。不同水體中δ2H依δ18O的散點分布以及水線方程見圖4。

圖4 不同水體中δ2H與δ18O的散點分布及水線方程Fig. 4 Distribution of scatter points and water line equations of δ2H versus δ18O in different water bodies

研究區(qū)LMWL（δ2H=8.48δ18O+17.73）的斜率和截距均大于全球大氣水線GMWL（δ2H=8δ18O+10）[22]的斜率和截距，反映了季風(fēng)區(qū)暖濕的氣候特征[24]。由于土壤水和地下水的初始源為大氣降水，不同深度土壤水及地下水中δ2H與δ18O對應(yīng)的散點均分布于LMWL附近，并位于LMWL的下方。土壤水中δ2H與δ18O的散點分布隨深度增加逐漸集中且越接近LMWL，說明降水補給土壤水分剖面的過程中經(jīng)歷了不同程度的蒸發(fā)作用。

通常，受穩(wěn)定同位素蒸發(fā)富集作用的影響，源于降水的蒸發(fā)水體其水線的斜率要低于LMWL的斜率[24]。但通過比較LMWL和不同深度SWL發(fā)現(xiàn)，各深度SWL的斜率均高于LMWL。相反，GWL的斜率遠低于LMWL，這并不能說明地下水穩(wěn)定同位素經(jīng)歷了強烈的蒸發(fā)分餾，其可能原因是研究區(qū)地下水來自多年降水或其他水源的補給。此外，除40～60 cm深度SWL的截距高于LMWL外，其他深度SWL的截距均低于LMWL。

降水是土壤水的輸入項，土壤水穩(wěn)定同位素組成受降水的直接影響。對于林地而言，受冠層截留和枯枝落葉吸持的影響，僅有超過一定強度的降水才會對土壤水分的補給有貢獻。同時，降水強度在很大程度上影響雨滴在云下的二次蒸發(fā)[25]，改變LMWL，進而影響SWL的斜率和截距。根據(jù)土壤含水量對降水事件的響應(yīng)（圖1），不同深度土壤含水量對P＜8 mm的日降水反應(yīng)不明顯，于是分別計算消除了0～8 mm范圍內(nèi)小降水事件（以字母k表示降水量閾值）后LMWLP＞k的斜率、截距及樣本數(shù)n，結(jié)果繪于圖5。

如圖5所示，隨著k的增加，LMWLP＞k的斜率和截距呈先增后穩(wěn)定的變化趨勢，且均大于總的LMWL的斜率和截距。當k=7.5 mm時，LMWL的斜率最大，為8.68，但仍低于0～90 cm各土層SWL的斜率，也低于0～130 cm土層SWL的斜率8.84；LMWLP＞7.5的截距相比總的LMWL增加了0.87。該結(jié)果說明，盡管去除小降水事件干擾后的LMWLP＞k斜率更靠近SWL的斜率，但強降水事件并不是導(dǎo)致SWL斜率較LMWL偏大的原因。此外，不同降水量的LMWL與不同深度SWL的斜率與截距之間具有相似的變化趨勢，水線的斜率越大，水線的截距一般也越大。

圖5 去除小降水事件后LMWLP＞k的斜率、截距以及樣數(shù)nFig. 5 Slope，intercept and number of samples of LMWLP＞k after excluding small rainfall events

3 討 論

3.1 降水與土壤水穩(wěn)定同位素組成的比較

通常，源于降水的蒸發(fā)水體中穩(wěn)定同位素較降水更富集[24]。然而，研究區(qū)不同深度土壤水穩(wěn)定同位素的平均值均較降水同位素值偏低，該現(xiàn)象在黃土塬區(qū)[9]和呼和浩特地區(qū)[26]均有發(fā)現(xiàn)。程立平和劉文兆[9]認為，產(chǎn)生的原因與研究區(qū)的氣候特征和降水穩(wěn)定同位素值的季節(jié)變化有關(guān)；劉君等[26]則認為，土壤存在季節(jié)性補水，土壤水穩(wěn)定同位素值與補水季節(jié)的降水穩(wěn)定同位素值相近。本文基于長時間連續(xù)的觀測數(shù)據(jù)發(fā)現(xiàn)，土壤水更多地來自雨季（4月－9月）低穩(wěn)定同位素值的降水補給，期間平均降水強度17.4 mm·d-1，降水中δ2H的降水量加權(quán)平均值為-52.39‰，低于0～130 cm土壤水穩(wěn)定同位素的平均值（-51.35‰），新舊水混合充分；旱季（10月－次年3月）具有相對富集的穩(wěn)定同位素的降水補充土壤水較少，期間平均降水強度為6.5 mm·d-1，降水中δ2H的降水量加權(quán)平均值為-23.24‰，新舊水混合不充分，此時土壤中還滯留了雨季的降水。統(tǒng)計表明，降水穩(wěn)定同位素值較0～130 cm土壤水偏低的事件多出現(xiàn)于大降水事件中，平均降水強度20.7 mm·d-1。盡管其發(fā)生頻率僅占總降水事件的22.3%，但降水量超過總降水量的41.6%。此外，對于樟樹林而言，降水的穿透率隨降水量的增加呈對數(shù)函數(shù)增加[27]，這使得大降水相比小降水對土壤水分補給的貢獻更大，降水的下滲深度以及新舊水混合的程度更大，最終導(dǎo)致了觀測期間土壤水穩(wěn)定同位素的平均值較降水的穩(wěn)定同位素值偏負。

3.2 區(qū)域大氣水線（LMWL）與土壤水線（SWL）的比較

大量觀測[28-30]表明，受土壤水穩(wěn)定同位素蒸發(fā)富集作用的影響，中高緯度的內(nèi)陸地區(qū)SWL的斜率普遍較LMWL的斜率偏低。然而，亞熱帶季風(fēng)區(qū)的一些觀測卻顯示出相反的結(jié)果[18-19]，即SWL的斜率較LMWL偏高。張小娟等[18]認為這是由于土壤水更多地來自前期降水；吳韋等[19]則認為植被覆蓋以及土壤水的收集方式使土壤水同位素經(jīng)歷的蒸發(fā)分餾作用弱于降水。本文分析發(fā)現(xiàn)，盡管降水決定SWL的總體特征，但不是造成SWL的斜率高于LMWL這一現(xiàn)象的原因，該現(xiàn)象與降水穩(wěn)定同位素的季節(jié)變化以及土壤水穩(wěn)定同位素蒸發(fā)富集作用的季節(jié)性變化有關(guān)。根據(jù)不同深度土壤水中l(wèi)c與δ2H均存在顯著的正相關(guān)關(guān)系，土壤水中δ2H越低，lc越小，土壤水中δ2H偏離LMWL的程度越大；反之，土壤水中δ2H越高，lc越大，土壤水中δ2H偏離LMWL的程度越小。受降水穩(wěn)定同位素季節(jié)變化的影響，土壤水中穩(wěn)定同位素比率以及l(fā)c也存在季節(jié)性的變化。以不同深度土壤水中δ2H的中位數(shù)為界劃分穩(wěn)定同位素分布的低值區(qū)（小于δ2H的中位數(shù)）和高值區(qū)（大于等于δ2H的中位數(shù)），統(tǒng)計與各深度土壤水穩(wěn)定同位素低值區(qū)和高值區(qū)對應(yīng)的lc、∑E和∑TA的平均值以及相應(yīng)的SWL；根據(jù)土壤水中l(wèi)c與∑E、∑TA的關(guān)系，0～10 cm、10～20 cm以及20 cm以下土層分別對應(yīng)前期30 d、60 d、90 d的∑E、∑TA，統(tǒng)計結(jié)果見表2。

除60～90 cm外，各深度土壤水穩(wěn)定同位素低值區(qū)的平均∑E和平均∑TA均大于高值區(qū)，并且平均lc均小于高值區(qū)。該結(jié)果表明，各土壤層中相對較低的水穩(wěn)定同位素比率多散布于∑E和∑TA較大的暖季，由于期間經(jīng)歷的蒸發(fā)富集作用更強，SWL的斜率及截距明顯較??；反之亦然。土壤水穩(wěn)定同位素季節(jié)差異的結(jié)果說明，在圖4的δ2H-δ18O相關(guān)散布中，位于左下角的散點較位于右上角的散點更加偏離LMWL，因此導(dǎo)致各深度SWL的斜率均大于LMWL的斜率。并且，降水補給土壤水的過程中穩(wěn)定同位素蒸發(fā)富集使得各深度SWL均偏向LMWL的右側(cè)，這導(dǎo)致SWL的截距基本均小于LMWL。但是在40～60 cm和60～90 cm深度SWL中，非常大的斜率（超過9.0）導(dǎo)致水線的上端上翹，出現(xiàn)了SWL的截距較LMWL（17.73）偏大的情況。

表2 不同深度土壤水穩(wěn)定同位素低值區(qū)和高值區(qū)lc、∑E和∑TA的平均值以及相應(yīng)的SWLTable 2 Mean values of lc，∑E and ∑TA and corresponding SWL in regions high or low in stable isotope ratio in soil water relative to soil depth

3.3 土壤水穩(wěn)定同位素的應(yīng)用前景

目前利用傳統(tǒng)手段如研究土壤水分季節(jié)變化、剖面分布等難以準確把握土壤水分遷移以及將降水、植物水和地下水等水體聯(lián)系起來，而基于穩(wěn)定同位素示蹤的方法具有明顯優(yōu)勢。后續(xù)開展土壤水穩(wěn)定同位素變化特征的研究工作不僅要理解大氣水-土壤水-地下水相互轉(zhuǎn)換過程，也要深入了解植物水分利用來源以及揭示不同尺度的水循環(huán)過程。

4 結(jié) 論

在長沙地區(qū)典型樟樹林地中，土壤水穩(wěn)定同位素的季節(jié)變化隨深度增加逐漸減弱并趨于穩(wěn)定。受降水的直接影響，0～60 cm土壤水與降水穩(wěn)定同位素的季節(jié)變化相近，但存在不同程度的時滯；60 cm以下土壤水和地下水穩(wěn)定同位素的季節(jié)變化不明顯，其更多地保留了前期累積的降水穩(wěn)定同位素信息。由表層至深層，土壤水中l(wèi)c的平均值增大，標準差減小，逐漸趨于穩(wěn)定，說明土壤水經(jīng)歷的蒸發(fā)作用隨深度增加逐漸減弱。相關(guān)分析表明，不同深度土壤水中l(wèi)c與δ2H均呈顯著正相關(guān)?！艵和∑TA對0～60 cm土壤水中l(wèi)c影響顯著，并且土壤含水量θ與土壤水中l(wèi)c之間也存在聯(lián)系。研究區(qū)存在SWL斜率高于LMWL斜率的現(xiàn)象，盡管與不同強度降水事件的影響具有一定關(guān)聯(lián)，但主要與降水同位素與土壤水同位素蒸發(fā)富集作用強度的反向季節(jié)性變化有關(guān)。