氢氧稳定同位素是水分子的组成部分，通过追踪土壤水氢氧同位素值的时空运动“轨迹”，可阐明大气-植被-土壤的关系，了解降水在土壤剖面的迁移过程和滞留时间(宋献方等，2007;徐庆等，2007;孙晓旭等，2012;张翔等，2015;马菁等，2016)。而且，大气降水、土壤水、地下水中的氘同位素(δD)值以及大气降水在土壤剖面中的运移过程，可解析土壤水的水分来源及地下水补给机制，对实现区域水资源的合理利用和科学管理具有重要的理论和现实意义(刘君等，2016)。

国外土壤水氢氧同位素研究起步较早，早在1967年，Zimmermann等(1967) 就利用氘同位素研究了德国吉森壤土和施派尔砂土中非饱和土壤的水分运动。随后，一些学者通过研究不同降水强度下土壤水氢氧同位素值，提出降水补给土壤水有活塞流和优先流(Zimmermann et al., 1966; Mathieu et al., 1996; Koeniger et al., 2016)2种途径，且发现小量级的降水能够以优先流的形式快速抵达深层(Gazis et al., 2004)。在我国，对土壤水氘同位素研究较晚，但发展较快。有关学者对土壤水氘同位素特征(徐庆等，2007;程立平等，2012;马菁等，2016)、地下水来源(宋献方等，2007;刘君等，2016)、降水-土壤水-地下水的补给过程(Li et al., 2007;刘君等，2016) 开展了研究，徐庆等(2007) 研究了四川卧龙自然保护区亚高山针叶林3种群落的土壤水氘同位素组成，得出川西亚高山原始暗针叶林植被结构对降水在土壤剖面入渗过程具有显著的调控作用(Xu et al., 2012)。

鼎湖山季风常绿阔叶林是我国南亚热带典型地带性植被演替顶极群落，研究其森林生态系统水文过程对于探讨鼎湖山主要森林群落演替动态、森林经营和区域水资源管理皆具有重要意义。前人对鼎湖山森林水文模型建立(Zhou et al., 2011)、降水量和地表径流水化学特征(Deng et al., 2012;丘清燕等，2013)、凋落物持水性及降水对森林土壤呼吸的调节作用(Zhou et al., 2013;刘效东等，2013)、森林结构变化对森林生态系统水文过程的影响(Otieno et al., 2014; Li et al., 2007)等进行了研究，但是对鼎湖山森林土壤水中氘同位素示踪研究未见报道。本研究分析鼎湖山季风常绿阔叶林中不同强度降水δD及各层土壤水δD的时空动态变化，定量阐明降水在土壤剖面的运移过程及对不同深度土壤水的贡献率，以期为研究降水格局变化下鼎湖山自然保护区森林生态系统水循环过程及区域水资源科学管理等提供科学依据。

1 研究区概况

鼎湖山国家级自然保护区位于我国广东省中部肇庆市境内，总面积1 155 hm²，最高海拔1 000. 3 m。属典型南亚热带湿润季风气候，年均气温21. 0 ℃，最热月(7月)均气温28. 0 ℃，最冷月(1月)均气温12. 6 ℃。年均空气相对湿度81. 5%，年均降水量1 956 mm，年均蒸发量1 115 mm，全年干湿季明显，干季为10月至翌年3月，湿季为4-9月，其中3 /4的降水分布在湿季(程静等，2015)。研究区属南亚热带地带性植被，主要植被类型有马尾松(Pinus massoniana)针叶林、马尾松针阔叶混交林和季风常绿阔叶林(罗艳等，2004)。季风常绿阔叶林是鼎湖山近气候演替顶级群落，乔木层代表性植物有锥栗(Castanopsis chinensis)、木荷(Schima superba)、厚壳桂(Cryptocarya chinesis)和云南银柴(Aporusa yunnanensis)，灌木层代表性植物有九节(Psychotria asiatica)和栢拉木(Blastus cochinchinensis)，草本层代表性植物有乌毛蕨(Blechnum orientale)和双盖蕨(Diplazium donianum)。土壤为发育于砂岩或砂页岩的赤红壤，呈暗棕色，酸性较强，土层厚60 ~ 100 cm(刘菊秀等，2003;吴建平等，2015)。枯枝落叶厚2 ~ 9 cm，腐殖质层约10 cm，表土层有机质含量为1. 9% ~ 3. 3%，pH为4. 2 ~ 4. 5，土壤孔隙度为55. 05%，土壤密度为1. 01 g·cm^-3(刘效东等，2011)。

2 研究方法 2.1 降水事件

2013年7月-2014年8月，鼎湖山自然保护区(112° 30' 39″-112° 33' 41″ E，23° 09' 21″-23° 11' 30″ N)发生多次降水事件，从中挑选出4次有代表性的降水事件，均为一次性降水后5天内无雨(降水＜5 mm，忽略不计)，分别代表小雨(5 mm＜降水量≤10 mm)、中雨(10 mm＜降水量≤20 mm)和大雨(降水量＞30 mm)。降水事件Ⅰ: 2014年7月27日降水9. 8 mm(7月24日为雨前对照); 降水事件Ⅱ: 2013年9月7日降水20. 0 mm(9月6日为雨前对照); 降水事件Ⅲ: 2013年7月2日降水36. 0 mm (6月30日为雨前对照); 降水事件Ⅳ: 2013年12月18日降水45. 8 mm(12月17日为雨前对照)。

2.2 氘同位素样品采集

降水: 2013年7月1日-2014年8月4日，在鼎湖山季风常绿阔叶林附近a、b、c 3个空旷地(a: 112°32'55. 43″ E，23°9'54. 74″ N; b: 112°32'24. 75″ E，23° 10' 25. 85″ N; c: 112° 32' 22. 34″ E，23° 10' 25. 20″ N)分别放置1个雨量筒(每个雨量筒上部各放一漏斗，每个漏斗中放置1个乒乓球，以防止水分蒸发)，采集3个雨量筒中的降水样品(每天1次)，每天将3个降水样品混合。采样时间为上午7: 00-8: 00。

土壤:在林中设置3块样地(20 m × 20 m)，每块样地内各挖1个100 cm深土壤垂直剖面，在4次降水事件(9. 8、20. 0、36. 0和45. 8 mm)期间采集各土壤剖面各土层(0 ~ 10、10 ~ 40、40 ~ 80和80 ~ 100 cm)土壤样品; 雨后5天内，每天采样1次; 雨前采集1天对照样品。采样时间为上午8:00-10:00。

浅层地下水:采集样地附近水井(112°32'17. 38″ E，23°10'33. 99″ N)中的井水及山脚下水井(112°32'54. 70″ E，23°9'58. 62″ N)中的井水作为浅层地下水，井深约2 m，2013年7月-2014年8月，每隔10天采集1次(无雨时采集，每天将2个井水样品混合)。

将野外收集的大气降水样品、土壤样品和浅层地下水样品立即装入采样瓶中密封，迅速拧紧盖子，并用Parafilm封口膜密封。野外置于保温瓶或保温箱中低温(0 ~ 5 ℃)保存，带回实验室后放入冰箱低温(-18 ℃以下)保存，供测试用。

2.3 样品预处理和氘同位素测定

样品预处理:在清华大学稳定同位素实验室内通过水分真空抽提系统采用蒸发冷却方法提取土壤水。

氘同位素测定:大气降水、土壤水及浅层地下水样品δD的测定在清华大学稳定同位素实验室MAT 253同位素比率质谱仪(Isotope Ratio Mass Spectrometer)和Flash 2000 HT元素分析仪上完成。氘同位素比值用相对于维也纳标准平均海洋水(VSMOW)的千分差(‰)表示:

$ \delta {\rm{D = }}\left({\frac{{{R_{{\rm{SA}}}}}}{{{R_{{\rm{ST}}}}}} -1} \right) \times 1000‰。 $

式中:R_SA和R_ST分别为样品和V-SMOW中的氘同位素组成。

2.4 降水对各层土壤水贡献率的计算

通过比较土壤水δD与各潜在水源δD，可以确定土壤水的水分来源。若确定土壤水来源于某2种水源时，采用二元线性混合模型确定每一种来源所占比例。当2种水源δD不同时，土壤水δD一定介于二者之间。降水对土壤水的贡献率可表示为:

$ {P_{\rm{C}}} = \frac{{\delta {{\rm{D}}_{{\rm{SW}}}} -\delta {{\rm{D}}_{{\rm{SG}}}}}}{{\delta {{\rm{D}}_{\rm{R}}} -\delta {{\rm{D}}_{{\rm{SG}}}}}} \times 100\% 。 $

式中:P_C为降水对土壤水的贡献率; δD_SW、δD_SG和δD_R分别为土壤水、浅层地下水和大气降水δD(林光辉，2014)。

2.5 气象数据获取

温度、湿度、降水量等气象数据由鼎湖山自然保护区气象观测站提供。

2.6 数据处理

运用SPSS(SPSS，Inc.，Chicago，IL，USA)统计分析软件进行数据处理。单因素方差分析用来检验每次降水事件发生后随采样天数变化各层土壤水δD的差异。多因素方差分析用来检验不同强度降水条件下各层土壤水δD随采样天数变化和降水对各层土壤水贡献率的影响。

3 结果与分析 3.1 土壤水δD随采样时间和土层的动态变化

4次降水事件各层土壤水δD随采样天数的动态变化见图 1。由图 1可知，在4次降水事件期间，林中土壤水δD均介于降水δD与浅层地下水δD之间，表明鼎湖山季风常绿阔叶林土壤水主要来源于大气降水与浅层地下水。

降水9. 8 mm后5天内，0 ~ 40 cm土层土壤水δD变化明显，0 ~ 10 cm和10 ~ 40 cm土壤水δD分别由降雨前的-38. 4‰和-39. 1‰变为降雨后的-36. 7‰和-37. 4‰，可持续响应3 ~ 4天，其中表层(0 ~ 10 cm)土壤水δD表现为先升高后降低趋势，而10 ~ 40 cm深处土壤水δD则持续降低; 40 cm以下土层土壤水δD对降水δD的响应不显著，尤其是80 ~ 100 cm深处土壤水δD几乎不变，表明9. 8 mm降水并没有渗透到80 cm以下土层(图 1)。降水20. 0 mm后5天内，0 ~ 80 cm深处土壤水δD随降水天数的增加而不断升高，80 ~ 100 cm深层土壤水δD变化幅度不大，表明降水渗透到0 ~ 80 cm土层，但较少渗透到80 ~ 100 cm土层(图 1)。湿季(7月2日)降水36. 0 mm后，0 ~ 10 cm表层土壤水δD随采样天数的增加而不断升高，雨后第1 ~ 2天内，80 ~ 100 cm深层土壤水δD缓慢上升，后3天其δD基本上保持稳定，表明降水已渗透到80 cm深层土壤(图 1)。干季(12月18日)降水45. 8 mm后，0 ~ 100 cm土壤水δD均随降水天数的增加而不断升高，雨后第1天，0 ~ 40 cm深处土壤水δD与降水δD(-104. 9‰)比较接近，40 ~ 100 cm深处土壤水δD较雨前也有明显减小，表明降水当天已渗透到100 cm深层土壤(图 1)。

3.2 降水对各层土壤水的贡献率

由图 2可知，在鼎湖山季风常绿阔叶林4次降水事件期间，随着土壤深度增加，降水对各层土壤水的贡献率逐渐降低。降水9. 8 mm后，该次降水对0 ~ 10 cm表层土壤水贡献率最大(31. 2% ~ 44. 6%)，对10 ~ 40 cm深处土壤水贡献率次之(24. 2% ~ 32. 0%)，对40 ~ 80 cm深处土壤水贡献率较小(8. 3% ~ 15. 7%)，对80 ~ 100 cm深层土壤水贡献率最小(1. 6% ~ 3. 4%); 降水20. 0 mm后，该次降水对0 ~ 10 cm表层土壤水贡献率最大(63. 3% ~ 78. 9%)，对10 ~ 40 cm深处土壤水贡献率次之(46. 9% ~ 74. 0%)，对40 ~ 80 cm深处土壤水贡献率较小(37. 9% ~ 63. 0%)，对80 ~ 100 cm深层土壤水贡献率最小(35. 8% ~ 47. 5%)。在湿季(7月2日)，降水36. 0 mm后，降水对0 ~ 10 cm表层和80 ~ 100 cm深层土壤水的贡献率分别为69. 9% ~ 84. 2%和53. 4% ~ 61. 3%。在干季(12月18日)，降水45. 8 mm后，降水对0 ~ 10 cm表层和80 ~ 100 cm深层土壤水的贡献率分别为70. 8% ~ 94. 1%和31. 2% ~ 70. 7%。

4次降水事件后5天内，土壤水δD、降水对各层土壤水贡献率的多因素方差分析结果如表 1所示。由表 1可知，降水事件(降雨量大小)是影响土壤水δD、降水对各层土壤水贡献率的主要影响因子(P＜0.01)。

4 讨论 4.1 土壤水的水分来源

在鼎湖山季风常绿阔叶林，无论小雨、中雨，还是大雨，土壤水δD皆介于降水δD和浅层地下水δD之间，表明其林中土壤水主要来源于大气降水和浅层地下水(图 1)，刘文杰等(2006) 研究发现西双版纳热带雨林浅层土壤水主要来源是雾水和雨水，徐庆等(2007) 研究发现川西卧龙亚高山暗针叶林土壤水主要来源于降水和浅层地下水，与本研究的结论相一致; 就气候条件而言，鼎湖山和卧龙地区均属于典型亚热带季风气候区，二者气候条件相似，干湿季明显。

4.2 土壤水δD随采样时间及土层的动态变化

鼎湖山季风常绿阔叶林0 ~ 10 cm表层土壤水δD主要受降水δD控制，与徐庆等(2007)、Xu等(2012) 研究结果一致，沿土壤剖面由上向下，0 ~ 10 cm表层土壤水δD与降水δD接近，10 ~ 80 cm深处土壤水δD随采样天数增加变化幅度增大，80 cm以下深处土壤水δD与浅层地下水δD接近(王锐等，2014)。随土层深度增加，土壤水δD波动幅度越来越小，当降水≤10 mm时，80 ~ 100 cm深处土壤水δD基本趋于稳定，可见小于10 mm的降水对林中80 cm以下深处土壤水的补给较少，这在一定程度上说明，在鼎湖山季风常绿阔叶林中，植被结构和土壤结构对降水在沿土壤剖面下渗过程具有一定调控作用。

4.3 降水在土壤剖面的垂直迁移运动

土壤水δD的时空动态变化特征受当次降水δD和降水量大小的影响，而降水δD对土壤水δD和渗透量的影响又取决于降水和蒸发的强度(Xu et al., 2012)。表层土壤水δD受蒸发和前期降水的综合影响，而随着土层深度增加，土壤水蒸发速率降低(Gazis et al., 2004)，40 cm以下土壤很少受蒸发的影响(Jia et al., 2013)，主要受前期降水(Song et al., 2009)和浅层地下水(Xu et al., 2012) 影响。深层土壤常保留着前期降水，本次降水从地表向地下渗透的过程中并没有完全替换土壤中保留的前期降水(田立德等，2002;徐庆等，2007; Xu et al., 2012)。同等降水强度下，随着土层深度增加，这种替换速度越来越慢，降水对该层土壤水的影响作用越来越小(图 1)。无论干季还是湿季，降水强度越大，置换速度越快，降水对深层(80 ~ 100 cm)土壤水的影响越明显(图 1c、图 1d)。

本研究发现，当降水≤10 mm时，鼎湖山季风常绿阔叶林中0 ~ 80 cm深处土壤水δD在垂直方向上变化幅度较大，而80 ~ 100 cm深处土壤水δD变化幅度小，较稳定，这主要是因为表层土壤水同位素值的变化受蒸发和混合作用共同影响，而深层土壤水δD的改变仅由混合作用引起，与周海等(2014)、Xu等(2012) 结论相一致。降水在土壤剖面入渗主要通过活塞流和优先流2种途径来补给土壤水(Mathieu et al., 1996; Xu et al., 2012)。降水≤ 10 mm时，雨后形成的土壤“新水”逐渐替代先形成的土壤“旧水”并将其向下推移，土壤水δD随采样时间动态变化过程体现了活塞式下渗的特征(Gazis et al., 2004);降水＞10 mm时，土壤水δD随土层深度发生的递增变化说明降水主要通过优先流的方式向下入渗(Germann et al., 1984)。土壤水δD变化受大气降水、地表蒸发、土壤水的水平迁移和垂直运动、土壤结构、植被类型以及人类活动等多种因素的影响(马雪宁等，2012;程立平等，2012)，因此，通过对比不同降水条件下不同深度土壤水δD变化可以获得土壤水分垂直迁移运动机制的有效信息(Gazis et al., 2004; Song et al., 2009; Xu et al., 2012)，从而确定降水在土壤剖面的垂直迁移运动过程规律及地下水补给路径(Mathieu et al., 1996; Brooks et al., 2009; Xu et al., 2012)。

4.4 降水对各层土壤水的贡献率

本研究发现，无论小雨、中雨还是大雨，降水对0 ~ 10 cm表层土壤水贡献率最大。20 mm降水后5天内，对0 ~ 10 cm表层土壤水贡献率是9. 8 mm降水的2倍左右，可见天然降水量双倍增加，降水对表层土壤水的贡献率也成双倍增加。而20 mm降水对80 ~ 100 cm深处土壤水贡献率远大于9. 8 mm，这是因为9. 8 mm降水并没有渗透到80 cm以下深层土壤。

同一降水强度下(如降水＞30 mm)，降水对土壤水的影响程度随土层深度的增加而降低; 随着采样天数的推移，降水对各层土壤水的贡献率逐渐降低。降水强度越大，降水能够影响到的土壤深度增大，降水对各层土壤水的贡献率越高。徐庆等(2007) 发现，一次性降水14. 8 mm后5天内，降水对亚高山暗针叶林枯枝落叶层和0 ~ 5 cm土壤水的贡献率较高，分别为75. 5% ~ 99. 9%和66. 9% ~ 83. 0%。本研究4次强度降水对表层(0 ~ 10 cm)土壤水的贡献率较高，其中20. 0 mm降水发生后5天内，降水对表层土壤水的贡献率显著低于降水对亚高山暗针叶林中枯枝落叶层和0 ~ 5 cm土壤水的贡献率，这是因为鼎湖山季风常绿阔叶林对降水在地表及土壤剖面入渗的调控作用大于川西亚高山暗针叶林。可见，植被类型对降水在土壤中的入渗过程有重要作用，降水对各层土壤水贡献率的变化规律也能很好地记录降水从土壤表层向深层入渗的过程(李晖等，2008; Xu et al., 2012)

5 结论

1) 鼎湖山季风常绿阔叶林0 ~ 10 cm表层土壤水δD与降水δD变化趋势一致，其表层土壤水δD主要受大气降水δD控制。

2) 降水强度越大，降水从土壤表层向深层土壤渗透速度越快，对80 ~ 100 cm深处土壤水δD影响越明显，降水对土壤水的贡献率也越高; 随采样天数的推移，深层土壤水δD变化幅度和降水对土壤水的贡献率均降低。

3) 不同降水条件下不同深度土壤水δD的空间分布形式反映了降水在土壤剖面的运移过程，小雨(5 mm＜降水量≤10 mm)后，80 cm以下深层土壤水δD几乎保持稳定，表明鼎湖山季风常绿阔叶林植被结构对降水在土壤剖面入渗过程具有一定调控作用。因此，在评估全球气候变化(尤其是降水格局变化)条件下南亚热带森林生态系统水文生态效益时，应充分考虑其林中植被结构对土壤水分运移过程的影响。