趙思遠，賈仰文，牛存穩(wěn)，龔家國，甘永德

（1.中國水利水電科學研究院流域水循環(huán)模擬與調控國家重點實驗室，北京 100038；2.中國電建華東勘測設計研究院有限公司，杭州 311122；3.青海大學，西寧 810016）

0 引 言

黃土塬區(qū)是黃土高原重要的地貌單元之一，是指在黃土堆積、水力侵蝕等共同作用下所形成的頂面具有平坦寬闊的平臺、周邊被溝壑縱切的高地［1］。黃土塬區(qū)地處干旱半干旱的內陸地區(qū)，為典型的雨養(yǎng)農(nóng)業(yè)區(qū)，黃土層厚度高達170 m 深，潛水位埋深在30～100 m 之間。獨特的“成壤過程”塑造了這特殊而又巨大的“土壤水庫”，雖然有較強的持水能力，但由于當?shù)亟邓康颓夷陜确植疾痪?，潛在蒸發(fā)量遠大于降雨量，土壤水易處于虧缺狀態(tài)，大大增加了當?shù)厮h(huán)過程的復雜性，為黃土塬區(qū)生態(tài)修復、水資源高效利用與配置優(yōu)化帶來了挑戰(zhàn)。

環(huán)境穩(wěn)定同位素廣泛存在于自然水體中，能夠很好地指示水的來源和運移，目前已廣泛應用于土壤水文過程的研究中［2］。ZIMMERMANN［3］早在20世紀60年代便對穩(wěn)定狀態(tài)條件下土壤水氫氧穩(wěn)定同位素含量與土層深度的關系進行了探究。SONG等［4］在華北平原開展了土壤水氫氧穩(wěn)定同位素的定位觀測試驗發(fā)現(xiàn)，雨水在活塞式入滲過程中存在明顯的混合效應，并對當?shù)氐叵滤a給方式進行了探究。王仕琴［5］的研究表明，雨水在入滲過程中，混合作用的強弱與滲流介質的性質息息相關。靳宇蓉［6］研究發(fā)現(xiàn)，土壤水氫氧穩(wěn)定同位素與雨水輸入源、混合和蒸發(fā)過程息息相關。徐學選［7］通過不同水體氫氧穩(wěn)定同位素特征對比分析，對當?shù)赝寥浪c地表水、地下水的相互轉化關系進行識別。孫曉旭［8］開展土壤水蒸發(fā)與降水入滲室內試驗，發(fā)現(xiàn)砂土土壤水分蒸發(fā)過程氫氧穩(wěn)定同位素分餾遵循瑞利模式，與黃土存在顯著差異?？潞瞥桑?］、馬田田［10］對草地和林地土壤水優(yōu)先流特征開展了試驗觀測發(fā)現(xiàn)，前者的“優(yōu)先流”程度最大，而后者的“優(yōu)先流”路徑更長。王歡歡［11］對黃土塬區(qū)98 m深剖面土壤水氫氧穩(wěn)定同位素分布特征進行了探究，發(fā)現(xiàn)其變異程度最大區(qū)域為0～10 m深度范圍內。

目前，國內借助氫氧穩(wěn)定同位素技術對黃土塬區(qū)土壤水分對次降雨事件的響應規(guī)律探究還較少。因此，本文以黃土塬區(qū)典型流域——王東溝小流域的塬面地區(qū)作為研究對象，選擇3種土地利用方式，結合野外樣品采集和室內外化驗分析，就不同土地利用方式下土壤水分、土壤水氫氧穩(wěn)定同位素對次降雨事件的時空演變過程進行探析，旨在識別黃土塬區(qū)包氣帶土壤水分入滲與再分布機理，為黃土塬區(qū)農(nóng)業(yè)生產(chǎn)格局優(yōu)化、生態(tài)修復提供科技支撐。

1 材料與方法

1.1 研究區(qū)概況

王東溝小流域位于黑河流域下游的東北部，陜西省咸陽市長武縣境內，距西安市200 km，具體位置見圖1。地理坐標范圍為107°40'58″E ～107°42'54″E，35°12'24″N ～35°15'00″N，流域面積為8.3 km2。中國科學院長武黃土高原農(nóng)業(yè)生態(tài)試驗站便設立于此，由人工及野外觀測場、復合條件觀測樣地等設施構成。該試驗站設立自1984年，具備完整的試驗觀測體系和全方位系統(tǒng)化監(jiān)測格局，積累了長期的觀測數(shù)據(jù)。

圖1 研究區(qū)域地理位置圖Fig.1 The location of the study area

王東溝小流域海拔在915～1 268 m 之間，海拔落差353 m。該流域位于黃土高原溝壑區(qū)的中部，其地貌主要受常年流水侵蝕與重力侵蝕的作用。流域內分布有塬、梁和溝3種地形，海拔在1 215～1 268 m 范圍內的區(qū)域主要為黃土塬地貌，海拔在1 000～1 215 m 范圍內的區(qū)域主要為黃土梁（黃土坡）地貌，海拔在915～1 000 m 范圍內的區(qū)域主要為“V”字形的河谷地貌，塬、梁和溝面積各占1/3。流域內分布有巨厚黃土非飽和帶，尤其是在塬面地區(qū)。研究區(qū)內土層分布均一，主要土壤類型為黑壚土。研究區(qū)內土壤質地疏松，0～3 m 孔隙度在38.21%～54.72%之間，土壤容重為1.33±0.08 g/cm3，土壤完全持水量為36.85%±3.97%，田間持水量為21.20%±1.56%，凋萎含水量為10.45%±1.56%。

作為暖溫帶半濕潤大陸性季風氣候的典型區(qū)域，王東溝流域四季分明，冬季寒冷干燥，雨雪量較少；春季溫度回升，降雨依然較少，蒸發(fā)量大，常常發(fā)生干旱氣候；夏季光熱充足，高溫多雨。多年平均溫度9.1°C，無霜期171 d。降水主要集中在7-9月，多年平均降水量為580 mm。

1.2 樣品采集與測定

在次降雨事件發(fā)生后，于王東溝小流域塬面地區(qū)3 種土地利用方式下開展土壤水分和穩(wěn)定同位素的連續(xù)觀測試驗。次降雨事件發(fā)生于2019年5月6-7日，持續(xù)降雨47.6 mm，降雨期間，采用特制的雨水采集裝置對該事件降雨樣品進行采集。為減少采集期間雨水樣品因蒸發(fā)而導致的分餾作用，在漏斗中放置乒乓球，當沒有雨水或雨量較小時，乒乓球可以起到封閉采樣器的作用，當漏斗中的雨量累積的一定程度時，乒乓球便在浮力的作用下抬起從而使雨水流入采樣器中。另外，采樣器旁連接排氣瓶，從而使采樣器處于與外界相對隔離的狀態(tài)。在降雨結束后，將降雨期間的混合雨水迅速裝入HDPE 瓶并用Parafilm 封口膜密封瓶口，冷凍保存，以最大可能的減少采樣過程中因蒸發(fā)分餾所導致的誤差。

3 種土地利用方式分別為黃土塬面的荒草地、玉米地和蘋果地。用土鉆分別在降雨前及降雨后7 天對荒草地、蘋果地與玉米地0～3 m 深度范圍內土壤樣品進行采集，以20 cm 為單位進行分層鉆取。土壤樣品一部分裝入鋁盒，采用烘干法測定其土壤重量含水量；另一部分用100 mL HDPE 瓶進行收集，為盡量減少外界環(huán)境改變所引起的額外分餾現(xiàn)象，以Parafilm 膜對樣品收集瓶進行密封處理，并保存于-15°C的冷凍環(huán)境中。

采樣結束后，將降雨前與降雨后第1、3、5、7 天分層采集的土壤樣品以及雨水樣品送至位于陜西楊凌的中科院水保所黃土高原土壤侵蝕與旱地農(nóng)業(yè)國家重點實驗室進行氫氧穩(wěn)定同位素的測試分析。解凍后的土壤樣品采用BJJL-2200植物土壤水分提取系統(tǒng)進行土壤水的抽提，并保存于3 ℃的冷藏環(huán)境中，提取效率為92%。通過電感耦合等離子體質譜儀（NexION 2000，USA）測定水樣中2H 和18O。

1.3 數(shù)據(jù)處理

1.3.1 土壤蓄水量

土壤蓄水量指土層中含蓄水的絕對水量，一般以單位面積的水深表示。根據(jù)采樣深度設置，以各采樣深度代表層的單位面積土壤蓄水深度之和作為單位面積土壤總蓄水量，其計算公式如下：

式中：M為一定深度范圍內的單位面積土壤總蓄水量，mm；Mi為各土層范圍內的單位面積土壤蓄水量，mm；ρ土為土壤干容重，g/cm3；hi為各土層厚度，mm；θi為各土層土壤重量含水量，%；ρ水為水的密度，這里為1 g/cm3。

1.3.2 土壤水分變異程度

非飽和帶表層由于受降水入滲、蒸散發(fā)、土壤質地與構造、植被根系等條件的影響，土壤含水量往往在垂直空間和時間尺度上呈現(xiàn)動態(tài)變化特征。為反映土壤水分在時空尺度上動態(tài)變化的劇烈程度，本文采用樣本標準差s與偏差系數(shù)Cv來表示，其計算公式分別如下：

式中：n為樣品數(shù)量；xi為第i個樣本的觀測值，本文中觀測值即為土壤重量含水量；xˉ為目標樣本集的平均值（土壤重量含水量）。

1.3.3 土壤水分縱向變化層次

借鑒李?。?2］研究中所采用的有序聚類法對次降雨事件下土壤水分縱向變化層次進行劃分。與傳統(tǒng)聚類分析法相比，有序聚類法的優(yōu)點在于考慮到樣本自身的時空次序特征，并非將所有樣本等同處理分為一類。因此，在對從地表至深層土壤含水量變化縱向層次劃分的過程中，采用有序聚類法較傳統(tǒng)聚類分析法（系統(tǒng)聚類法、逐步聚類法等）可以充分考慮樣本采集深度的順序，更加科學。

本文對各土地利用方式下0～3 m范圍內各層土壤水分偏差系數(shù)Cv作為樣本，以土壤水分所在深度自上而下作為序列項，進行有序聚類分析。這樣做可以避免出現(xiàn)只因偏差系數(shù)Cv相近便將深和淺（如3 m 深處和1 m 深處）兩個土層聚為一個層次帶的現(xiàn)象發(fā)生。

總體共包括n個樣品，采用有序聚類法將n個樣品共分為m類 ，其中 ，n={X1，X2，X3，Xp，…，Xq，…，Xn}，m={M1，M2，M3，Mg，…，Mn}。第Mg類中包含的樣本集為Mg={Xp，…，Xi，…Xq}（其中p≤i≤q），將該類樣品集的離差平方和定義為該類的直徑，其計算公式如下所示：

由于本文只采用偏差系數(shù)Cv一個指標，所以式（6）即為：

定義誤差函數(shù)如公式（8）所示，當m和n為固定值時，φ[P(m，n]越小代表聚類的效果越好：

采用遞推法進行樣本總體的遞推計算聚類。遞推公式如公式（9）所示。

1.3.4 氫氧穩(wěn)定同位素分析

測量的2H 和18O 同位素比率相對于Vienna“標準平均海洋水”（VS-MOW）的千分差，表示為：

式中：δX為2H 或18O 的千分差；R樣品為樣品中2H 或18O 的比率；R標樣（VS-MOW 標準大洋水）為標準水樣中2H或18O的比率。

2 結果與討論

2.1 不同土地利用方式下土壤水分的時空響應規(guī)律

3種土地利用方式下，0～3 m剖面土壤水分對本次降雨事件的時空響應變化過程分別如圖2～4所示。其中，左圖（a）展示了降雨前及降雨后7 天0～3 m 土壤含水量隨土壤深度的變化情況；為了更好的分析各層土壤含水量對本次降雨事件的時空響應，以天數(shù)為x軸，土壤深度為y軸繪制時間-深度-含水量等值線圖，如右圖（b）所示。

圖2 荒草地0～3 m剖面土壤水分對次降雨的時空響應變化Fig.2 The temporal and spatial response changes of soil moisture in the 0～3m section of uncultivated grassland to rainfall

在本次降雨事件下，荒草地土壤含水量變化主要發(fā)生在0～0.6 m 范圍內。降雨發(fā)生后，雨水入滲深度便達到最大，0.8～3 m范圍內土壤含水量受本次降雨事件的影響較小。降雨后3 天內，剖面土壤含水量最大值均出現(xiàn)在0～0.2 m 土層內。降雨發(fā)生3 天后，表層土壤含水量隨時間不斷減小，表現(xiàn)為降雨后3～4天土壤含水量等值線接近垂直。蘋果地栽種果樹樹齡為15年齡，栽種間隔為2～3 m。在降雨前，0～3 m 深度范圍內土壤水分含量表現(xiàn)為“增加-減小-增加”的縱向分布格局，0.6 m 深和2.6 m 深處土壤水分含量分別達到最大和最小，相對應的重量含水量分別為17.21%和14.86%。降水后，蘋果地0～0.6 m 范圍內土壤含水量明顯增大，其中0～0.2 m 范圍內土壤含水量達到最大值（20.95%），而0.6 m 以下深度范圍內的土層土壤含水量幾乎沒有變化。降雨后第2 天，0 ～0.4m 范圍土壤含水量減小，而0.6～0.8 m 范圍內土壤含水量增大。2.4～2.5 m 存在明顯的相對缺水區(qū)域。第7 天時，剖面土壤含水量雖沒有完全恢復至降雨前水平，但已與之比較接近，且土壤含水量隨深度變化的趨勢與降雨前也基本一致。玉米地為果樹棄種后的旱作玉米地，原果樹樹齡為20年齡，5年前棄種后挖除果樹，改種玉米。玉米地0～3 m剖面土壤含水量隨深度變化的總體趨勢與蘋果地大致一致。降水后，玉米地0～0.8 m 范圍內土壤含水量明顯增大，而0.8 m 以下深度范圍內的土層土壤含水量變化較小。降雨后第2 天，0～0.6 m 范圍內土壤含水量減小，但0.8 m 處土壤含水量明顯增大，表明入滲雨水濕潤鋒的明顯下移。隨后，隨著表層土壤水分的蒸發(fā)，土壤含水量隨深度變化曲線在第3 天起發(fā)生改變，由隨深度不斷減小轉變?yōu)椤跋仍龃蠛鬁p小”的趨勢，剖面最大含水量深度從表層0～0.2 m（第1～2 天）轉變?yōu)?.2～0.4 m（第3～7天）。

圖3 蘋果地0～3 m剖面土壤水分對次降雨的時空響應變化Fig.3 The temporal and spatial response changes of soil moisture in the 0～3 m section of apple tree field to rainfall

圖4 玉米地0～3 m剖面土壤水分對次降雨的時空響應變化Fig.4 The temporal and spatial response changes of soil moisture in the 0～3 m section of corn field to rainfall

在本次對單次降雨事件下0～3 m剖面土壤水分響應過程觀測試驗中，荒草地土壤含水量最大響應深度在第1天達到0.8 m后便保持在這一范圍內，并未出現(xiàn)繼續(xù)擴張的現(xiàn)象。然而，蘋果地與玉米地在降雨入滲2天后均出現(xiàn)了土壤含水量最大響應深度擴張的現(xiàn)象。國內一些其他學者的研究結果同樣發(fā)現(xiàn)了這種土壤水分含量對降雨響應的滯后性的現(xiàn)象。趙嬌娜［13］在本文研究區(qū)內采集土壤樣品開展非原位模擬土柱試驗探究雨水入滲對土壤水補給的滯后作用，發(fā)現(xiàn)1～2 m 深度范圍內土壤水接受補給的滯后時間可達15～18天。百盛元［14］在黃土丘陵半干旱區(qū)對野外10 m土柱土壤水水分對降雨響應觀測中發(fā)現(xiàn)，0～0.8 m 范圍內的土壤水分對降雨響應迅速，而0.8 m 以下范圍土壤含水量變化相對滯后，在33.6 mm 的次降雨事件下1.2 m 深度土壤含水量響應滯后性達到5天以上。鮑彪［15］認為土壤水分的滯后特征與地表植被覆蓋密度有關，高密度植被具有較大的枝葉截留容量與枯落物攔截能力，從而延長雨滴接觸地面并向下進行入滲的時間。3種土地利用方式下土壤水分對本次降雨事件響應的最大深度由大到小依次是玉米地、蘋果地和荒草地。

3種土地利用方式下土壤入滲對降雨響應的差異與植被根系分布密不可分。一方面，植物根系可以改變土壤理化性質，增加土壤孔隙度和透水性；另一方面，根系的發(fā)育大大增加了土層中的連續(xù)性開放通道，促進“優(yōu)先流”的形成［16］，加快水分和溶質在土層中的運移過程［17］。3種土地利用下根系的區(qū)別如下：荒草地根系分布主要集中在0～0.4 m 范圍內，表層根系生物量與根長密度大；蘋果地根系深度主要分布在0～1 m范圍內［18］，最深可達到5～10 m，根徑相對較粗；而玉米地為退林休養(yǎng)地，分布有玉米根系與殘留的蘋果樹死根。死亡根系或腐爛根系會在土層中形成的孔隙易被有機物填充。研究表明［19］，森林中土壤優(yōu)先流路徑的八成都來自于死亡或腐爛根系所形成的通道。MITCHELL［20］通過染色示蹤試驗，對存活根系和殘留根系土層的水分傳導能力進行探究，對上述結論進行了證實。該試驗中，前者代表活根系，水分入滲可達到是深度為16cm；而后者代表死根系，入滲最大深度為55 cm。與活根系相比，死根系所形成的大孔徑通道既包括根系表層與土壤間的孔隙，死根系內部的孔道壁也能快速導水，因此死根比活根更容易形成快速入滲通道［21］。

本文研究參照前人［22］的研究結果，將本試驗中0～3 m 縱向剖面共10個土層（每層厚0.2 m）分為3個層次，分別為水分活躍帶、弱活躍帶和相對穩(wěn)定帶。在本次降雨事件下，通過有序聚類法對3 種土地利用方式3 m 土壤水分縱向變化層次帶進行劃分，結果如表1所示。

表1 有序聚類法劃分土壤水分縱向變化層次帶結果Tab.1 The result of dividing the soil moisture longitudinal change hierarchical zone by ordered clustering method

本研究中，根據(jù)0～3 m土層土壤水分對單次降雨事件（降雨量47.6 mm）的響應及降雨7 天后的動態(tài)變化程度，對荒草地土壤水分縱向變化層次進行劃分的臨界深度為0.2 m 與0.4 m，即土壤水分活躍帶、弱活躍帶、相對穩(wěn)定帶深度范圍分別為0～0.2、0.2～0.4 和0.4～3 m，他們的土壤水分平均偏差系數(shù)別為21.97%、11.04%和1.32%。蘋果地和玉米地土壤水分縱向變化層次劃分的臨界深度一致，均為0.2 m和0.6 m，即土壤水分活躍帶、弱活躍帶、相對穩(wěn)定帶深度范圍分別為0～0.2、0.2～0.6 和0.6～3 m，各層對應的土壤水分平均偏差系數(shù)分別為12.43%和13.18%、6.59%和5.64%、1.54%和1.56%。

2.2 不同土地利用方式下土壤蓄水量響應規(guī)律

對單次降雨事件下3 種土地利用方式下0～3 m 土層蓄水量進行計算，結果如圖5所示，其中圖5（a）為各土地利用方式處理下蓄水量隨時間變化情況，圖5（b）為觀測期間0～3 m 土層蓄水量箱狀統(tǒng)計圖。

圖5 次降雨事件下不同土地利用方式0～3 m土層蓄水量響應變化及其箱狀圖Fig.5 The response changes of soil water storage capacity of 0～3 m soil layer under different land use patterns and their box plots under a single rainfall event

本次降雨事件降雨量共計47.6 mm，荒草地、蘋果地和玉米地0～3 m 土層蓄水量變化范圍分別是628.93～671.92、614.20～654.46、623.31～664.79 mm。在本次觀測期間內，3 種土地利用方式下0～3 m 土層蓄水量由大到小依次是荒草地、玉米地和蘋果地，對應的蓄水量（單位面積蓄水深）分別是646.24、641.29、634.19 mm，平均每20 cm 土層的平均蓄水量為43.25、43.35、42.27 mm。

3 種土地利用方式下0～3 m 土層蓄水量從降雨前至降雨后7 天隨時間變化的趨勢基本一致，均呈現(xiàn)降雨后迅速增大隨后逐漸減小的變化過程。各時間階段下，0～3 m 土層蓄水量均呈現(xiàn)荒草地＞玉米地＞蘋果地的關系。這與馬田田［10］、程立平［23］的研究結果相一致。荒草地植被覆蓋度低，根系分布較淺，地表裸露，生物耗水大大低于蘋果地和玉米地。雖荒草地表層土壤水分受蒸發(fā)作用影響最為強烈，但深層土壤水分受植被蒸散發(fā)作用的影響有限，受土壤質地與構造的影響更大［24］。相反，蘋果地因較大的蒸散發(fā)量導致同時間段內土壤蓄水量偏低。

2.3 不同土地利用方式下土壤水穩(wěn)定同位素變化特征

在降雨期間，通過特制的雨水采集器對雨水進行采集。降雨結束后，測定本次降雨期間的混合雨水樣品的δ2H 為-81.30‰，δ18O 為-11.12‰。不同土地利用方式下0～3 m 土層各層土壤水氫氧穩(wěn)定同位素特征如表2所示。

表2 不同土地利用方式0～3 m土壤水和雨水的氫氧穩(wěn)定同位素特征 ‰Tab.2 The characteristics of hydrogen and oxygen stable isotopic of 0～3 m soil water and rainwater in different land use patterns

圖6～8 分別展示了以上3 種土地利用方式下各層土壤水環(huán)境同位素含量對本次降雨事件的時空響應變化情況，混合雨水樣品的δ2H、δ18O以黑色虛線所標識。

圖6 荒草地0～3 m剖面土壤水穩(wěn)定同位素對次降雨的時空響應變化Fig.6 The temporal and spatial response changes of soil water stable isotopes in the 0～3 m section of uncultivated grassland to rainfall

在降雨1 天后，3 種土地利用方式下土壤水穩(wěn)定同位素含量均呈現(xiàn)隨深度不斷減小的變化趨勢，以表層變化最為顯著，而下層變化相對較小甚至無顯著變化。這體現(xiàn)了降雨入滲對土壤水的“貧化”作用［25］。以雨水中的環(huán)境穩(wěn)定同位素含量為界，對比降雨后第1天時土壤水穩(wěn)定同位素含量-土壤深度曲線發(fā)現(xiàn)蘋果地0～0.6 m 范圍內土壤水穩(wěn)定同位素含量均小于雨水值，而玉米地和荒草地只有0～0.4 m 深度范圍內小于雨水值，這種土壤水氫氧穩(wěn)定同位素含量較雨水“貧化”的現(xiàn)象可能是由于雨水氫氧穩(wěn)定同位素隨時間變異所造成的。降水過程中，受到“雨量效應”“溫度效應”等的影響，雨水氫氧穩(wěn)定同位素會發(fā)生“貧化”［26］。在本次降雨事件下，雨水樣品采集過程未考慮時空變異，通過采集雨水混合樣品測定其δ2H、δ18O 作為本次降雨事件的入滲水氫氧穩(wěn)定同位素本底值。而在表層的土壤水不斷被新的更“貧化”的入滲水所代替，因此則會出現(xiàn)土壤水氫氧穩(wěn)定同位素含量較入滲水本底值（即雨水測量值）低的現(xiàn)象。然而，在同一降雨事件下，不同土地利用方式下土壤水穩(wěn)定同位素差異仍然說明降水在入滲過程中不斷與原土壤水發(fā)生不同程度的混合作用，這與YANG 等人［27］的研究結論相一致。另一方面，這種差異還說明在降雨后土壤表層的入滲能力大小依次為蘋果地＞玉米地＞荒草地。

圖7 蘋果地0～3 m剖面土壤水穩(wěn)定同位素對次降雨的時空響應變化Fig.7 The temporal and spatial response changes of soil water stable isotopes in the 0～3 m section of apple tree field to rainfall

圖8 玉米地0～3 m剖面土壤水穩(wěn)定同位素對次降雨的時空響應變化Fig.8 The temporal and spatial response changes of soil water stable isotopes in the 0～3 m section of corn field to rainfall

3 種土地利用方式下土壤水穩(wěn)定同位素-深度曲線隨時間變化均呈現(xiàn)“喇叭形”分布，即上層土壤水氫氧穩(wěn)定同位素含量隨深度變化曲線隨時間呈現(xiàn)相對劇烈變化特征，而下層區(qū)域隨時間變化較小，分布集中。隨著時間的推移，上層土壤水氫氧穩(wěn)定同位素呈現(xiàn)明顯的“富集”現(xiàn)象。在降雨結束后第3～7 天，荒草地和玉米地0～0.6 m 深度范圍內土壤水穩(wěn)定同位素含量均出現(xiàn)不同深度的最大富集層。一方面，降雨結束后表層土壤水氫氧穩(wěn)定同位素受蒸發(fā)作用發(fā)生不同程度的動力分餾過程而富集［28］，另一方面，在毛管力與土水勢差的作用下，下層土壤水上移進一步參與動力分餾而發(fā)生富集，從而形成了最大富集層。

在本次降雨事件下，3種土地利用方式3 m土層范圍內土壤水氫氧穩(wěn)定同位素隨深度變化均表現(xiàn)出“多峰”的變化趨勢。0.4～0.6 m 土層深度內，荒草地和玉米地在第3 天時出現(xiàn)最小值；在降雨結束后，荒草地和蘋果地在0.8～1.0 m 土層深度內δ2H、δ18O 隨時間推移不斷減小并在第5 天達到最小值。一方面，這體現(xiàn)了降水結束后雨水入滲過程的滯后性；另一方面，這說明在本次降雨入滲過程中，3 種土地利用方式下0～3 m 土層均存在“優(yōu)先流”發(fā)育的可能，這在STUMPP［29］、林國偉［30］等學者的研究中得到印證。土壤水氫氧穩(wěn)定同位素本應“富”于雨水。若土壤中的穩(wěn)定同位素豐度小于雨水（即落于圖中黑色虛線的左側），這說明雨水通過入滲對該層土壤進行了充分補給甚至完全代替原土壤水。以玉米地為例，在降雨發(fā)生后第1 天，0～0.4 m范圍內土壤水氫氧穩(wěn)定同位素位于黑色虛線的左側，說明了雨水的充分入滲。0.4～0.8 m 范圍內土壤水氫氧穩(wěn)定同位素雖有所下降，但仍在黑色虛線右側，這體現(xiàn)了雨水到達該層但并未完全“替代”原土壤水，而是與原土壤水的相互混合。然而，0.8～1 m 土層土壤水相較于雨水更“貧”，這體現(xiàn)了雨水越過淺層土壤對深層土壤直接補給。同樣的現(xiàn)象在其他土地利用方式處理中也可以觀測到。以上說明，在本次降雨事件下，雨水入滲過程中同時存在“活塞流”和“優(yōu)先流”并呈交替進行。

3 結 論

（1）在本次降雨事件發(fā)生前及發(fā)生后7 天（降雨量47.6 mm），荒草地、蘋果地和玉米地在0～3 m范圍內土壤含水量平均含水量分別為16.13%±1.23%、16.01%±1.38%、16.53%±1.43%。土壤水分對本次降雨事件響應的最大深度由大到小依次是玉米地、蘋果地和荒草地，前兩者在降雨入滲2天后均出現(xiàn)了最大響應深度下移的現(xiàn)象。采用有序聚類分析將土壤水分縱向變化層次劃分為土壤水分活躍帶、弱活躍帶、相對穩(wěn)定帶，荒草地各層次深度范圍分別為0～0.2、0.2～0.4 和0.4～3 m，蘋果地和玉米地各層次深度范圍均為0～0.2、0.2～0.6 和0.6～3 m，荒草地土壤水相對穩(wěn)定帶的起始深度小于蘋果地和玉米地。

（2）3 種土地利用方式下0～3 m 土層蓄水能力由大到小依次是荒草地、玉米地和蘋果地，對應的蓄水量（單位面積蓄水深）分別是646.24、641.29、634.19 mm，平均每20 cm 土層的平均蓄水量為43.25、43.35、42.27 mm。

（3）本次降雨事件下，雨水δ2H、δ18O 分別為-81.30‰、-11.12‰；荒草地、蘋果地和玉米地0～3 m 土層土壤水δ2H 為（ -63.91‰±13.55‰）、（ -65.60‰±14.60‰）、（ -67.52‰±13.32‰），δ18O平均值分別（-8.95‰±1.77‰）、（-9.13‰±1.88‰）、（-9.22‰±1.90‰）。表層土壤水受雨水入滲影響發(fā)生不同程度的“貧化”，降雨后土壤表層的入滲能力大小依次為蘋果地＞玉米地＞荒草地。3 種土地利用方式3 m 土層范圍內土壤水氫氧穩(wěn)定同位素隨深度變化均表現(xiàn)出“多峰”的變化趨勢3種土地利用方式下雨水入滲均呈現(xiàn)“活塞流”和“優(yōu)先流”交替進行的過程。 □