土壤水是地面以下至地下水水位以上土壤层中的水分,亦称作非饱和带水^[1]. 土壤水是联系地表水、 地下水和生物地球循环的纽带，维持着全球初级生产力形成的能量平衡和物质传输^[2]. 土壤水分运移等方面的研究对于地下水补给变化、 实现土壤水和地下水资源的合理利用具有重要的理论和现实意义.

土壤水分运移是一种十分复杂的物理化学作用过程，其研究一直是水循环研究的热点和难点. 许多研究者先后提出了多种理论方法，但由于其自身的复杂性,这些方法都存在不同程度的不足之处^{[1, 2, 3]}. 近年来发展起来的氢氧稳定同位素示踪技术利用了自然水体中氢氧同位素组成来标记水循环过程，相对于其它方法而言,具有较高的灵敏度和准确性^[4]. 水体中稳定同位素的变化可用来获取重要的水文过程信息如入渗、 蒸发、 蒸散和渗透等,从而为进一步研究土壤水分的动态变化、 运移特征及分析其补给机制等提供了重要依据^[3,5].

Lee等^[6]和Mueller等^[7]运用稳定同位素技术探明了非饱和层土壤水分的运移特征和斜坡地带土壤水分的运移路径. 与国外相比，国内的研究起步较晚. 田立德等^[5]通过测定表层土壤水中的δ¹⁸ O研究了土壤蒸发对土壤表层水中δ¹⁸ O的影响； 一些专家学者^{[8, 9, 10]}，对部分地区的大气降水和露水中的氢氧稳定同位素特征进行了相关研究； 也有许多专家学者^{[11, 12, 13, 14]}利用氢氧稳定同位素技术对不同地区的土壤水垂直运移、 降雨入渗过程中土壤水稳定同位素特征及其变化规律等进行了研究，但元阳梯田区土壤水分运移机制的研究还尚未见报道. 元阳梯田构建了“森林-村寨-梯田-江河”四素共构的农业生态系统^[15]，近3年来，云南全省遭受了百年不遇的大旱，哈尼梯田却依然波光粼粼，水源充足. 因此，研究元阳梯田水源区的土壤水运移特征具有非常重要的意义. 1 材料与方法 1.1 研究区概况

元阳县位于云南省南部，哀牢山脉南段，其核心区梯田在元阳县境内面积约有1.32×10⁴ hm²，分布于海拔700~1800 m之间，距今已有1300 a的历史，是中国众多古代梯田的典型代表之一^[16]，具有独特的垂直特征(图 1). 研究区位于梯田核心区上方水源林区，主要分布在全福庄小寨大渔塘、 多沙和勐 品林区(102°44′9.4″~102°46′11.1″E，23°4′31.3″~ 23°6′17.3″N).

图 1

Fig. 1

图 1 元阳梯田空间结构 Fig. 1 Space structure of Yuanyang terrace

研究区属中低山丘陵地貌，海拔1584~1955 m. 气候属亚热带山地季风气候，年平均气温为20.5℃，年最高气温37.5℃，年最低气温0.6℃； 年降水量为1500~2000 mm； 年均日照时数1820.8 h. 土壤多为黄棕壤、 黄壤，土壤剖面完整，土层厚度约100 cm^[17]. 该区天然林森林茂密，植物种类繁多. 样地基本情况见表 1.

表 1(Table 1)

表 1 样地基本情况 Table 1 Basic information of the sampling plots 立地类型 样方布设 海拔/m 坡向 优势植被 地理坐标 东经(E) 北纬(N) 样方1 2020.5 西南山茶 102°46′11″ 23°05′37″ 乔木林地 样方2 2020.9 东 印度木荷 102°46′11″ 23°05′37″ 样方3 2022.8 泡花树 102°46′10″ 23°05′37″ 样方1 1966.8 山柑 102°46′18″ 23°05′45″ 灌木林地 样方2 1968.1 东 羊脆骨 102°46′18″ 23°05′44″ 样方3 1976.5 毛刺花椒 102°46′17″ 23°05′44″ 样方1 1921.5 蕨菜、 爵床、 铁线莲、 102°46′16″ 23°05′51″ 荒草地 样方2 1923.8 东 叶下珠、 芨草等 102°46′16″ 23°07′27″ 样方3 1924.2 102°46′16″ 23°05′57″ 无林地 样方1 1968.9 东 — 102°46′16″ 23°05′45″

表 1 样地基本情况 Table 1 Basic information of the sampling plots

研究区位于云南省元阳县麻栗寨河流域，于2014年7~8月在该流域上游的全福庄小流域出口处，依托所建卡口站，进行小流域内径流水分氢氧同位素样品采集. 并在该流域内建立3个标准样地，用于采集土壤剖面不同深度上土壤样品. 1.2.2 氢氧同位素测定水样的收集和室内分析

大气降水：采样点选取露天空旷位置，放置一个聚乙烯瓶，瓶口处加装漏斗，漏斗口放置一乒乓球防止水分蒸发，每次降水完毕立即采集. 采集的水样转入离心管中，并立即用Parafilm膜封口，于塑料瓶身标注采样地点、 时间，保存在低温保温箱中带回实验室，放置于冰箱冷藏保存以待同位素测定. 土壤水：在研究区3类典型植被类型(乔木林、 灌木林、 荒草地)中各选一个典型样地，设置1个无林对照样地，在每一类典型样地内随机选取3个样方(无林对照样地内随机选取1个样方)，采用土钻法，在10个样方中采集垂直土壤剖面不同深度(0~10、 10~20、 20~40、 40~60、 60~80、 80~100 cm)的土壤样品. 土壤样品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采用真空蒸馏法^[18]提取土壤水. 将提取出的土壤水装入5 mL的冷冻管中，并立即用Parafilm膜封口放入冰箱冷藏，待同位素测定时将冷冻管中的土壤水样品移入2 mL的棕色同位素进样瓶中进行上机测定.

地表水：在3个有林地内收集溪水样品，在河流出口处收集河水样品. 样品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测定.

地下水：在研究区域内泉水出露点收集样品. 样品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测定.

研究区0~100 cm土层土壤蓄水量最大可达249.27 mm^[19]； 研究表明^[20]，真空蒸馏比共沸蒸馏更适合土壤和植物水分的提取，且真空蒸馏法提取出的水分更能真实地反映样品中氢氧同位素的组成. 故土壤水的提取采用真空蒸馏法来完成，实验温控为90~100℃，土壤水提取百分比接近98%. 所有水样δD和δ¹⁸ O测定在中国科学院寒区旱区环境与工程研究所同位素实验室使用液态同位素激光分析仪LGR LWIA完成. 测得的样品中的δD和δ¹⁸ O用同位素比率^[21]来表示. 表达式为: δ(‰)= R_sample R_standard -1 ×1000 式中，R_sample为样品的同位素比值，R_standard为标准物质的同位素比值. δD的精度为±1‰； δ¹⁸ O的精度为±0.2‰.

2 结果与讨论 2.1 大气降水氢氧稳定同位素特征

大气降水中δD和δ¹⁸ O之间的关系对于研究同位素水文学具有重要的意义^[22]，二者之间的关系在一定程度上可以反映出研究区地理和气候情况，可以直观地反映研究地区大气降水过程中蒸发、 凝结的不平衡程度，确定一个地区基于氢氧稳定同位素的大气降水特征是研究区域内水资源的一项重要先决条件^[23].

根据研究区2014年7~8月间收集的20个大气降水样，回归拟合出研究区的大气降水线方程(图 2)为: δD=6.8384δ¹⁸ O-5.6921 (R²=0.8787，n=20)

元阳梯田区大气降水中δD值介于-47‰~-97‰之间，均值-70‰； δ¹⁸ O介于-6.5‰~-13.2‰之间，均值-9.4‰.

图 2

Fig. 2

图 2 元阳梯田区大气降水氢氧稳定同位素特征分布 Fig. 2 Characteristic distribution of hydrogen and oxygen stable isotopes in rainwater samples of Yuanyang terrace

与全球降水线方程δD=8δ¹⁸ O+10^[24]和我国降水线方程δD=7.74δ¹⁸ O+6.48^[25]相比，该降水线方程的斜率与截距均偏小，说明大气降水下渗到地下后，其同位素值变化趋于均一化，反映了其在时间空间上的混合^[26]； 但其与地理位置相近的昆明大气降水线方程δD=6.39δ¹⁸ O-5.38(R²=0.88)^[27]比较接近，这可能与研究区和昆明所处的大气环流背景、 水汽来源等有关. 两者均属于我国西南边界的云南省，降水均为来自西南通道和南海通道的水汽所形成. 西南通道和南海通道上的水汽在向大陆迁移过程中，由于不断形成降水，降水云团中所剩水汽的份额不断减少，重同位素产生一定的损耗^[28]，即稳定同位素在降水过程中经历了相当程度的贫化.

本次研究取样虽然仅利用了2014年7~8月间的20场降雨数据，但与邻近地区的研究结果相近，因此研究结果大体上可以反映研究区大气降水的氢氧稳定同位素特征. 2.2 土壤水氢氧稳定同位素特征 2.2.1 总体特征

对4种不同林分类型下土壤水中δD和δ¹⁸ O进行回归拟合(图 3)，方程式分别如下: 乔木林地： δD=7.8037δ¹⁸ O+8.6569 R² =0.9967，n=36 灌木林地： δD=7.721δ¹⁸ O+5.5174 R²=0.9917，n=36 荒草地： δD=7.6285δ¹⁸ O+5.5823 R²=0.9962，n=36 无林地： δD=7.725δ¹⁸ O+0.9444 R²=0.9889，n=35

将此4种林分类型下共计143个样品的氢氧稳定同位素值进行综合分析，获得研究区土壤水δD和δ¹⁸ O的关系为：δD=7.7535δ¹⁸ O+5.5889(R²=0.9829，n=143)； δD的变化范围为：-177‰~-65‰，平均值为-100‰，δ¹⁸ O的变化范围为：-22.5‰~-9.7‰，平均值为-13.7‰.

图 3

Fig. 3

图 3 不同林分类型下土壤水δ Fig. 3 Relationship curves of δ18 O and δD in soil water under different forest types

土壤水中的δD和δ¹⁸ O的数学平均值为-100‰和-13.7‰，明显低于大气降水中δD和δ¹⁸ O的平均值-70‰和-9.4‰. 表明在研阶段，研究区土壤水并不单纯来自降水，更多的是原有土壤水与当季降水的混合，且土壤水与降水氢、 氧同位素相比明显偏负，说明土壤水更多是来自前期降水. 研究区各个林分类型大部分土壤水同位素值落于当地大气降水线之下，且该区大气降水的δD和δ¹⁸ O平均值分别为-70‰和-9.4‰，明显高于土壤水的δD和δ¹⁸ O平均值. 造成此现象的原因可能有以下几方面：土壤水是一种混合水，它可能来源于不同的时间和空间，而采集到的大气降水主要是高温期的； 北半球降水的同位素效应非常明显，虽然在我国南方也存在降水量效应，但温度效应更加显著^[23]，因此，高温期的样品同位素值相对较高. 所采土壤水是多时期大气降水入渗和蒸发的结果，因此土壤水可能来自冷期降水； 且大气降水还存在海拔效应等； 本区海拔从约100 m到将近3000 m，也是导致采样期内降水与土壤水同位素组成差异较大的因素之一，土壤水特别是深层土壤水还可能来源于高海拔处. 除此之外，还存在一种可能，即取样过程中的问题. 由于采样期内研究区气温较高，蒸发较大，对降水样品的同位素值也可能产生了一定的影响. 2.2.2 不同深度土壤水同位素随时间的变化

图 4为不同深度土壤水中δ¹⁸ O值的时间变化特征，通过观察可以发现，4种不同林分类型下表层土壤剖面上的δ¹⁸ O值波动变化幅度较大，一定程度上体现了土壤蒸发等同位素分馏效应. 随着土层深度的增加，δ¹⁸ O值的波动变化越来越小，尤其以80~100 cm土层表现最为明显，其δ¹⁸ O值基本趋于稳定.

图 4

Fig. 4

图 4 不同深度土壤水δ18 O的时间变化特征 Fig. 4 Temporal variation characteristics of δ18 O in soil water in different depths

在0~10、 10~20、 20~40 cm这3个土壤层次上，2014年7月4日、 7月8日、 7月9日这4种不同林分类型下的土壤水δ¹⁸ O值趋于稳定，均介于-13.9‰和-9.2‰之间，且乔木林、 灌木林和荒草地3种植被类型下的土壤水δ¹⁸ O值基本持平，而无林地的土壤水δ¹⁸ O值要略大于这3种植被类型下的土壤水δ¹⁸ O值. 这种差异可能是由于乔木林、 灌木林和荒草地这3种林分类型的植被覆盖度较大，温度较低，且人为干扰较小，导致蒸发减弱，同位素分馏效应不明显所致.

2014年8月4日，4种不同林分类型在0~10、 10~20、 20~40 cm这3个土壤层次上的土壤水δ¹⁸ O值急剧减小且小于7月土壤水δ¹⁸ O值，成为整个采样期内的最低值，这是由于大气降水同位素的降水量效应所产生. 根据所建卡口站雨量观测数据可知，从2014年7月10日至2014年8月4日，研究区日降水量累计可达304 mm，成为此期间降水量的最大值. Dansgaard^[29]经观测发现δ¹⁸ O值和降水量存在显著的负相关关系，降水量越大，δ¹⁸ O值越小. 在此期间，研究区保持着连续的不同强度的降水事件，累计降水量较大，δ¹⁸ O值随着降水量的逐渐增大不断减小，直至8月4日达到了最低值，大气降水同位素的降水量效应明显. 由于此后降水量的逐渐减少和气温的日趋回升，8月11日和8月18日的土壤水δ¹⁸ O值均大于8月4日，但仍小于7月土壤水δ¹⁸ O值. 说明研究区8月的降水总量较大，温度较高，蒸发分馏作用明显且仍受前期降水量效应的持续影响.

对于40~60、 60~80、 80~100 cm这3个土壤层，在整个采样期内，4种不同林分类型下的土壤水δ¹⁸ O值的变化波动均较小，基本趋于稳定，这在一定程度上说明，大气降水对于较深层次的土壤水的补给特别微弱. 2.2.3 不同林分土壤水同位素垂向分布特征

由图 5可知，4种不同林分类型下土壤水δ¹⁸ O值在土壤表层差异较大，而在土壤深层基本趋于一致. 这是因为浅层土壤水易受降水混合和蒸发的影响，同位素组成变化较大； 而深层土壤水接受降水补给有限且降水与土壤水已混合均匀，因此其同位素组成变化较小^[30].

图 5

Fig. 5

图 5 不同林分土壤水δ18 O值垂向变化特征 Fig. 5 Vertical variations of δ18 O in soil water under different forest types

纵观整个采样期内各个林分不同土层土壤水δ¹⁸ O值的变化情况，可以发现，各林分的表层土壤同位素值和深层土壤同位素值在7月差异不明显，基本趋于稳定，且4种不同林分类型下土壤水δ¹⁸ O值在土壤表层差异较小. 然而，各林分不同土层土壤水δ¹⁸ O值在8月波动变化幅度较大，其中，乔木林以20~40 cm土层的波动幅度最为明显； 灌木林、 荒草地和无林地以20~40 cm和40~60 cm土层的波动幅度最大. 当土层深度达到80~100 cm时，4种不同林分类型土壤水δ¹⁸ O值恢复到稳定状态，说明蒸发对深层土壤水δ¹⁸ O值的影响极其微弱.

总体来说，4种不同林分类型下的土壤水δ¹⁸ O值在垂向空间上的变化基本上有3种类型：乔木林和荒草地在7月4日、 7月8日和7月9日的土壤水δ¹⁸ O值垂向空间变化上，δ¹⁸ O值随着土层深度的增加而变大，说明降水入渗推动了混合水的向下移动； 而灌木林地和无林地在此期间内其土壤水δ¹⁸ O值垂向空间变化上随着土层深度的增加而减小； 而在8月4日、 8月11日和8月18日，4种不同林分类型下的土壤水δ¹⁸ O值均随着土层深度的增加呈现出先减小后变大的趋势，说明表层土壤水分通透性较强，水分入渗过程中在表层的滞留较少，且深层土壤的蓄水能力才是衡量整个林分涵养水源多少的根本.

乔木林和荒草地两种林分类型整体上深层次土壤水中的δ¹⁸ O值要偏高于表层土壤，而对于灌木林和无林地，其变化趋势则恰恰相反，即其深层土壤水中δ¹⁸ O值要整体偏低于表层土壤，这表明不同的土地利用方式下降水入渗的机制不同.

Germann等^[31]研究发现，大孔隙优先流可能是深层土壤水分来源的唯一通道； 且土壤水稳定同位素变化受大气降水稳定同位素、 地表蒸发、 土壤水的水平迁移和垂直运动、 植被类型以及人类活动等多种因素的影响^[32]. 因此，乔木林和荒草地的深层土壤水同位素值的变化证明了降水入渗过程中存在着优先流形式的下渗. 乔木林和荒草地由于植被根系发达，具备了形成大孔隙的条件，同时也为优先流的产生提供了必要的路径. 而对于灌木林和无林地而言，由于植被覆盖程度和人为扰动等因素的影响，土壤压实度较大，大孔隙较少，其降水下渗速度较慢且下渗过程主要以活塞流形式进行，从而其土壤表层的稳定同位素较富集.

3 结论

(1)元阳梯田水源区大气降水线方程为：δD=6.8384δ¹⁸ O-5.6921(R²=0.8787，n=20)，其斜率和截距均小于全球大气降水线，说明当地降水过程中可能存在再蒸发的过程且受局地水汽蒸发影响较大.

(2)土壤水中δD和δ¹⁸ O值的关系为：δD=7.7535δ¹⁸ O+5.5889(R²=0.9829，n=143)； δD和δ¹⁸ O的平均值为-100‰和-13.7‰，明显低于大气降水中δD和δ¹⁸ O的平均值. 表明在研期间，土壤水并不单纯来自降水，更多的是原有土壤水与当季降水的混合，且土壤水与降水氢氧同位素相比明显偏负，说明土壤水更多是来自前期降水.

(3)4种不同林分类型下，表层土壤剖面上的δ¹⁸ O值波动变化幅度较大，一定程度上体现了土壤蒸发等同位素分馏效应. 随着土层深度的增加，δ¹⁸ O值的波动变化越来越小，尤其以80~100 cm土层表现最为明显，其δ¹⁸ O值基本趋于稳定. 说明浅层土壤水易受降水混合和蒸发影响，其同位素组成变化较大； 而深层土壤水接受降水补给有限，且降水与土壤水已混合均匀，因此其同位素组成变化较小.

(4)乔木林和荒草地的深层土壤水中δ¹⁸ O值要偏高于表层土壤，而对于灌木林和无林地，其变化趋势则恰恰相反，表明研究区的降水入渗过程具有优先流下渗和活塞流下渗两种特征. 乔木林和荒草地主要以优先流下渗为主，灌木林和无林地主要以活塞流下渗为主. 明确研究区土壤水的下渗机制，对于揭示元阳梯田水源区水分循环机制及其可持续发展具有重要的意义.