蒋志云，姜皓月，赖 振，肖 雄，吴华武

(1. 华南师范大学地理科学学院，广州 510631； 2. 中国科学院青藏高原研究所，北京 100101；3. 中国科学院流域地理学重点实验室，中国科学院南京地理与湖泊研究所，南京 210008)

壤中流是指在土壤中沿不同透水层界面流动的水流[1]，是流域径流过程的重要环节，不仅是地下径流、湖水和河流的重要补给来源，还在水源涵养、泥沙迁移、流域水文循环与水量平衡等方面发挥重要作用[2-3]. 因此，关于壤中流的研究，尤其是壤中流的产流机制及其水分来源研究，已经成为水文学和土壤学交叉研究的热点问题之一.

壤中流的产流过程主要受大气降水和土壤水的共同影响. 降水是坡地径流产流过程的先决条件，壤中流的产流量不仅与降水量呈显著正相关关系，还受降水强度的影响[4-5]. 贾海燕等[6]采用人工降水模拟的方法研究降水强度与壤中流的径流量的关系，发现降水强度越大则壤中流的径流系数越小. 此外，降水前土壤水是联系降水与壤中流的纽带. 何靖等[7]在研究黄土高原土壤水与壤中流产生的关系时发现:不同深度的土壤含水量会影响壤中流的产生. 目前关于壤中流产流过程的研究虽然较为广泛，但对降水、土壤水及壤中流间的具体转化规律缺乏深入认识，尤其是壤中流的产流来源和机制尚不清楚. 在相态转化过程中，氢同位素(2H)和氧同位素(18O)会发生差异性分馏，氢氧同位素值也会随之而产生变化，故而起到良好的示踪作用[8]. 因此，氢氧同位素示踪技术在水分运移[9]、土壤水分动态[10]、径流产流机制[6,8]和植物水分利用来源[11]等水文循环和生态水文过程研究中应用十分广泛.

高寒草甸是生长在林线与高山冰雪带之间湿润条件下的一种多年生中生草本植被类型，在世界范围内从北半球冻原带到南极皆有分布，主要集中在北半球寒温带和温带的高山区. 我国高寒草甸主要分布在大陆性气候强、土壤含水量适中的东北、新疆、内蒙古、青藏高原东北部和四川北部，占全国草地总面积的22.1%，属于中国—喜马拉雅和北极—高山植物区系[12-13]. 高寒草甸分布区是径流产生的主要区域，在水源涵养和水土保持方面具有重要的生态服务功能[14-16]. 壤中流是径流的重要组成部分[17]，高寒草甸生态系统中壤中流的产流机制复杂，除受降水形态、植被覆盖和土壤性质的影响外，还与高寒地区独特的冻土融雪特点有关. 目前，关于高寒草甸水文变化、地表径流产流和生态系统的水分利用来源等方面已有较多研究[18-19]，但有关坡面壤中流的产流机制和产流来源的研究则相对缺乏. 本研究以青海湖流域高寒草甸为研究对象，采用稳定氢氧同位素为示踪手段，定量识别高寒草甸壤中流的水分来源，为高寒地区生态平衡和生态建设提供科学依据.

1 材料与方法

1.1 研究区概况

青海湖流域位于青藏高原东北部，海拔在3 200～5 200 m之间，地形特点为西北高、东南低[20]. 高寒草甸在流域内的分布集中在海拔 3 200 m 以上的寒冷、湿润和半湿润地带，在青海湖流域水源涵养和土壤侵蚀控制方面起着十分重要的作用[14-16].

1.2 实验观测与样品采集

本研究选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,海拔约3 500 m)为实验样地(图1). 在研究样地实地调查过程中发现坡上与坡中位置土壤的含水量较高，壤中流在此较为发育，所以在坡上、坡中位置挖掘壤中流观测断面，用集水槽插入土壤的各个层次(0～40 cm和40～80 cm)，壤中流则经过导管从集水槽汇流至收集桶内(图1). 在距离壤中流观测断面10 m处，利用土壤水采集器(DLS,中国科学研究院地理科学与资源研究所)抽提不同深度(20、40、60、80 cm)的土壤水.

图1 研究区位置及实验装置示意图

在研究期间(2013年4—9月)通过自制的降水收集器收集大气降水样品，每次收集的降水样品代表当次降水至下次降水期间的降水样品. 降水量通过布置在高寒草甸坡面的自动气象站观测获得.

利用液态同位素分析仪LGR(DLT-100，型号：908-0008)分析测试水样的稳定氢氧同位素，测试地点在北京师范大学地表过程与资源生态国家重点实验室. 稳定氢氧同位素值(δD和δ18O值)通常是指所测得的氢氧稳定同位素浓度与国际标准水样的氢氧稳定同位素浓度的比值的千分差(‰)，计算公式如下：

δD=[RD/RV-D-1]×1000‰，

(1)

δ18O=[RO/RV-O-1]×1000‰，

(2)

其中，RD、RO分别表示水样的氢、氧同位素比值，RV-D、RV-O分别表示国际标准水样的氢、氧同位素比值.

1.3 水分来源计算

将当次大气降水(若当日无降水则采用上次降水)和当日同一深度的土壤水作为壤中流产流的2个水源端源，利用二源线性混合模型计算大气降水和土壤水对壤中流产流的贡献率. 降水前土壤水对壤中流的贡献率f为[5]：

(3)

其中，δ18OSF、δ18OSW、δ18OP分别表示壤中流、土壤水、降水的δ18O值；大气降水对壤中流的贡献率为1-f. 当壤中流全部来自于降水前土壤水时，f值为100%；当壤中流全部来自于大气降水时，f值为0.

2 结果分析

2.1 日降水量与降水的氧同位素值的变化特征

由图2可知：研究时期该地区降水主要集中在5—8月，以小型降水事件为主，日降水量小于2 mm的天数占全部降水天数的50%以上，且并未观测到壤中流产生；日降水量大于20 mm的仅有2次；产生壤中流的降水量约占总降水量的10%；大气降水的δ18O平均值为-6.31‰，标准差为3.36‰，变化范围为-17.27‰～0.78‰.

图2 研究期间的日降水量与降水的氧同位素值

2.2 壤中流的氢氧同位素值及其与降水、土壤水的氢氧同位素值的关系

由图3可知：坡上、坡中土壤水的δ18O值均随土壤深度的增加呈现先减小后增加的趋势，20～40 cm深度的土壤水的δ18O值最小；坡上、坡中土壤水的δ18O值的变化范围分别为-7.73‰～-7.32‰、-7.96‰～-7.28‰，坡上土壤水的δ18O值的变化范围较小；除20～40 cm外，坡上土壤水的δ18O值均比坡中土壤水的低.

图3 不同坡位不同深度土壤水的δ18O平均值

由图4可知：坡上和坡中深层壤中流的δD、δ18O值集中分布在当地大气降水线的下方；坡上壤中流的δ18O值较小且分布相对分散，坡中壤中流的δ18O值较大；坡上壤中流的δ18O值的标准差大于坡中壤中流的.

图4 壤中流的氢氧同位素值与大气降水的氢氧同位素值的关系

从壤中流、大气降水和土壤水的δD与δ18O值的关系(图5)来看：(1)坡上壤中流的δD、δ18O值主要集中分布于当地大气降水线和深层(40～80 cm)土壤水线之间，且更靠近深层土壤水线(图5A). (2)浅层、深层土壤水的δD、δ18O值的变化范围相差不大，浅层土壤水的δ18O值相对较小，坡中浅层土壤水受大气降水影响较大;坡中壤中流的δD、δ18O值主要集中分布于当地大气降水线和浅层(0～40 cm)土壤水线之间，且与大气水线和浅层土壤水线距离相当(图5B). (3)浅层、深层土壤水的δ18O 最小值分别为-9.47‰、-8.55‰，浅层、深层土壤水的δ18O值的标准差分别为1.81‰、0.6‰.

图5 不同坡位壤中流的氢氧同位素值与土壤水的氢氧同位素值的关系

2.3 土壤水对壤中流产流的贡献率

基于二源线性混合模型分析计算，得到2013年8月4—7日连续降水前后土壤水对壤中流产流的贡献率(表1)，可知：(1)在降水事件发生前，坡上、坡中土壤水对壤中流的贡献率分别为77.77%、86.51%，说明降水前土壤水对壤中流产流具有较大的贡献率. (2)当降水事件发生时，土壤水对壤中流的贡献率逐步降低，截止至8月7日，坡上、坡中土壤水的贡献率分别降低至37.81%、43.77%. (3)降水事件停止后其贡献率增大，甚至达到100%. (4)非降水期间，土壤水对坡上、坡中壤中流的平均贡献率分别为88.54%、78.43%.

表1 不同坡位土壤水对壤中流产流的贡献率Table 1 The contribution of soil water to subsurface flow on different slopes %

3 讨论

研究期间大气降水的δ18O值在-17.27‰～0.78‰之间，总体上δ18O值在雨季呈现先降低再升高的趋势(图2)，其中7、8月受降水影响较为明显. 这与吴华武等[21]在青海湖流域研究的降水δ18O值的时间变化特征大致相同.

大气降水对不同坡位与深度土壤水的δ18O值的影响程度不同，总体上坡中0～40 cm深度的土壤水受大气降水影响最大，主要原因是坡中位置坡度较小，相对于坡上大气降水更易于滞蓄，且0～40 cm深度的土壤受根系影响. LI等[22]在相同的研究坡地采用CT技术构建土壤三维结构时发现，坡中位置由于较为发达的植物根系，土壤大孔隙具有较好的连通性和弯曲度. 较高的土壤孔隙度有利于水分下渗，水分填充到土壤孔隙使得土壤水的δ18O值与大气降水的δ18O值接近. 然而，随着土壤深度增加，大气降水对土壤水的影响越来越小，这种情况在坡中表现得更为明显. 研究期间，产生壤中流的降水量约占总降水量的10%，有50%以上的大气降水对壤中流无影响，当日降水量较大或有连续降水时才产生壤中流. 当日降水量较小时，土壤较干燥，降水前土壤含水量低，水分入渗滞蓄为土壤水，此时壤中流不会产生；只有降水量超过田间持水量，使土壤含水量达到饱和状态并发生“新旧水”替换，才形成壤中流，且壤中流产流量与降水量呈正相关关系[5]. 在研究期间，坡上、坡中位置浅层土壤(0～40 cm)的壤中流观测断面并无壤中流产生，可能原因是研究区内高寒草甸表层存在“草毡层”，“草毡层”植被茂盛、草甸根系发达，降水可以快速渗入到深层土壤，且有部分降水被根系吸收滞留，故浅层土壤无壤中流产生.

由图5和表1结果分析可知：高寒草甸土壤水对坡地壤中流产流具有重要贡献，且随坡位和土壤深度的变化而变化. 因为坡上位置坡度较大且存在砾石[22]，入渗能力较坡中弱，降水主要以地表径流(超渗产流)形式流走，故坡上壤中流的δ18O值更接近于土壤水的δ18O值，说明坡上壤中流的主要水源来自土壤水，降水多以坡面径流的方式从坡上向坡中汇集，降水在坡中更容易入渗转化为壤中流[23]，所以坡中壤中流的氢氧同位素值更靠近当地大气降水线，且坡中壤中流以饱和流为主. XIAO等[24]在青藏高原冻土区的研究指出：坡中位置壤中流是坡面的主要水流形式，可流到河岸带转化为地表径流进入河流中. 从短时期降水事件连续观测(表1)来看，坡上、坡中壤中流来源在大气降水和土壤水之间的转换十分明显，即：在降水前土壤水是壤中流的主要来源；随着降水过程的进行，大气降水逐渐替代土壤水成为壤中流的主要来源，大气降水对壤中流的贡献率不断提高；降水结束后，大气降水在经历滞留、下渗、蒸发等一系列水文过程后，留在土壤中的降水转化为新的土壤水，成为下一次壤中流发生时的降水前土壤水. 这与已有研究结果较为一致:XIAO等[25]基于氢氧同位素方法研究青藏高原多年冻土区地表径流的形成过程，发现土壤水是夏季驱动坡面径流形成的主要水源；谢小立等[26]研究红壤坡地水分运移，认为壤中流产流主要是来自驱替而出的原有土壤水. 此外，坡度和降水强度也是影响坡地产流的重要因素，常松涛等[27]基于室内模拟手段研究坡度和降水强度对红黏土坡面侵蚀过程的影响，发现坡面产流时间随降水强度和坡度的增加而提前，坡度对坡面累积产流量的影响程度大于降水强度，坡度为15°时的径流量比裸地的减少50.26%. 因此，未来需要加强基于坡向、坡位、坡度、降水特征(降水量、降水强度、降水历时)等综合因素下的坡面产流机理研究.

近年来，受全球气候变化影响，包括青海湖流域在内的青藏高原气候呈暖湿化特征[28-29]. 据相关研究估计：随着气候变暖，青藏高原冰冻层多年冻土正以3.6～7.5 cm/a的速率消融[28]，以高寒草甸为代表的高海拔地区土壤水分呈显著增加趋势[30]. 本研究基于氢氧同位素分析指出土壤水是壤中流产流的重要水源，随着冻土层的消融，土壤水对壤中流的补给贡献率将持续升高，这将深刻影响高寒地区流域的水文循环与生态平衡. 因此，未来仍需要针对高寒地区壤中流的产流机制及其对气候变化的响应方面开展进一步研究. 此外，本研究当前主要从土壤水和大气降水2个端元分析高寒草甸壤中流产流的水分来源和产流机制，而对其他影响壤中流产流的因素，如土壤性质、地形条件、冻融作用等，未予以重点研究，未来需综合考虑这些影响因素，同时还应把壤中流和地表径流、地下径流作为一个整体来研究区域的水文过程，以全方面揭示高寒草甸区域径流产流机制.

4 结论

本文以青海湖流域高寒草甸坡地为例，研究了大气降水和土壤水作为输入端元的壤中流产流来源. 主要结论如下：(1)大气降水对浅层(0～40 cm)土壤水的影响高于对深层(40～80 cm)土壤水的影响，且坡中浅层土壤水的氢氧同位素值更接近降水的氢氧同位素值. (2)从壤中流和大气降水、土壤水的氢氧同位素值关系来看，壤中流的氢氧同位素值更加接近深层土壤水的氢氧同位素值，表明该部分壤中流多源于降水前储存在土壤中的水分. (3)在自然降水事件发生前，土壤水是壤中流的主要来源；在降水过程中，壤中流来源由土壤水逐渐转变为大气降水；降水停止后土壤水重新成为壤中流的主要来源；在非降水期间，土壤水对坡上、坡中壤中流平均贡献率为88.54%、78.43%，说明土壤水是高寒草甸壤中流的重要来源. 在全球气候变化背景下，高寒地区冰冻层土壤水消融及其对壤中流产流的影响亟需得到进一步关注.