肖 洋，张 翔2，王 孟，邓 志 民

(1.长江水资源保护科学研究所, 湖北 武汉 430051； 2.武汉大学 水资源与水电工程科学国家重点实验室, 湖北 武汉 430072)

鄱阳湖位于长江之南，江西省北部，是我国最大的淡水湖。鄱阳湖是一个季节性涨水湖泊，具有“高水似湖，低水似河”的独特自然地理景观，其独特的水文特征为植被群落的季节性更替创造了有利条件，为候鸟提供了良好的栖息地，是国际重要湿地之一[1-2]。

近年来，鄱阳湖复杂的江湖关系使得鄱阳湖水位年内过程发生了显著性变化[3-4]，由于洲滩地下水和湖水具有密切的侧向水力联系，比如鄱阳湖水位与蚌湖洲滩地下水位呈正相关关系[5]，鄱阳湖水位的年内变化势必会影响鄱阳湖洲滩湿地地下水分布，继而影响湿地土壤水分时空分布[6]。湿地植被的生长及分布与土壤含水量密切相关，因此，鄱阳湖水位及相应洲滩地下水埋深变化对湿地植被种群密度、群落多样性和植被高度等具有不同程度的影响[7]。作为植被生长水分的重要来源，土壤水除了受地下水的影响外，还受降水的直接补给[8-9]。因此，洲滩湿地大气、植被、土壤和地下水是湿地生态水文过程的有机整体，研究洲滩湿地大气-植被-土壤-地下水系统水分运移过程对于探讨湿地植被生长状况具有重要作用。

鄱阳湖洲滩湿地生态水文过程研究目前以野外观测实验为主，已开展洲滩土壤湿度和地下水年内变化和洲滩地下水和湖水侧向水力联系等研究[5-6]，受实验尺度的影响，鲜有对洲滩湿地大气-植被-土壤-地下水系统中水文过程的系统研究。数学模型是系统研究生态水文过程的重要手段之一。邓志民等应用CoupModel生态水文模型和人工神经网络模型研究鄱阳湖湿地苔草对水位变化的响应[10]。许秀丽等选取鄱阳湖湿地高位滩地的茵陈蒿和芦苇群落为研究对象，运用 HYDRUS-1D 垂向一维数值模拟，量化了湿地地下水-土壤-植被-大气系统界面水分通量[11]。尽管如此，在数学模型的应用中，对大气-植被-土壤-地下水的完全耦合研究有待进一步完善。

本文以鄱阳湖国家自然保护区典型洲滩湿地为研究对象，选择典型断面，构建生态水文模型，初探气象水文条件驱动下湿地土壤水和地下水动态变化情况，为鄱阳湖典型洲滩湿地大气-植被-土壤-地下水系统耦合研究提供数学模型支持。

1 鄱阳湖典型洲滩湿地

鄱阳湖国家自然保护区(29°05′N～ 29°15′N，115°55′E～116°03′E)位于鄱阳湖西北角，赣江北支和修水的交汇处(见图1)，该保护区以永修县吴城镇为中心，下辖9个子湖泊(大湖池、蚌湖、大叉湖、沙湖、象湖、中湖池、常湖池、梅西湖和朱市湖)及其草洲，总面积331 km2。本文选择蚌湖和修水之间的洲滩作为研究对象，该洲滩为鄱阳湖典型洲滩湿地，土壤质地以粉土为主，年内湖泊水位季节性波动显著。随着洲滩高程变化，由高到低依次出现南荻-狗牙根-苔草-菊叶委陵菜群落、南荻-苔草-蒌蒿-菊叶委陵菜群落和苔草-蒌蒿-虉草群落，植被的生态类型呈现出有规律的环带状变化。根据洲滩随湖泊水位出没情况，设置研究断面如图2所示，在非汛期该断面滩地长度约1 100 m。

图1 鄱阳湖国家自然保护区Fig.1 Map of Poyang Lake national nature reserve

图2 研究断面示意Fig.2 Scheme of study section

2 生态水文模型构建

由于湿地洲滩表层土壤的孔隙度较大，且地表枯枝落叶对降雨的滞留作用较明显，降水经过蒸发截留过程后，洲滩汇流过程并不明显。因此，洲滩水循环过程主要以大气-土壤-植物系统水循环过程为主，同时由于洲滩与毗邻的河湖存在水力联系，河湖水与洲滩之间的双向补给机制也是湿地水循环过程的重要组成部分。因此本文在构建生态水文模型时，重点研究洲滩上植被生长影响下的降水截留、蒸散发、土壤水运动和地下水运动过程，典型洲滩湿地水文过程如图3所示。

根据典型洲滩湿地植被环带状分布特征，将典型断面以150 m间距划分为6个单元，编号1～6(见表1～2)，在每个单元上以地下水为下边界，由地表至下边界以0.1 m间距划分土壤层，同步计算各单位上降水截留量、蒸散发量、植被根系吸水量，在蚌湖和修水水位变化驱动下，完成地下水和土壤水的耦合模拟。

图3 典型洲滩湿地水文过程示意Fig.3 Hydrological process at typical islet wetland of Poyang Lake

计算区间沙土/%粉土/%黏土/%计算区间沙土/%粉土/%黏土/%12.4193.983.6140.0096.533.4720.5997.302.1150.0097.492.5130.0096.843.1660.0097.422.58

表2 研究区植被群落结构Tab.2 Structure of plant communities in typical islet wetland

注：计算区间编号由修水至蚌湖逐渐增大。

2.1 降水截留

本文采用Galdos等提出的模型计算降水截留量[12]。

I=S+E=P-TH-F-D

(1)

式中，I为总的冠层截留量，m/d；S为t时刻冠层储水量，m；E为植被冠层截留蒸发量，m/d；P为降水量，m/d；TH为冠层间自由穿落的降水量，m/d；F为植被茎流，m/d；D为从叶片和茎干滴落的水量，m/d。其中，TH、F和D最终会降落到地表上，则降落到土壤上的降水量Psoil(m/d)可表示为

Psoil=TH+F+D

(2)

因此，截留模型可以简化为

I=P-Psoil

(3)

通过联合求解式(4)～(6)，得到Psoil随时间的变化情况，从而得到不同时期冠层对降水的截留量I。

(4)

(5)

(6)

Smax=f·lg(1+LAI)

(7)

式中，Smax为植被冠层最大截留量，m；St-1为t-1时刻冠层储水量，m；Ep为冠层潜在蒸发，m；f为冠层截留系数；LAI为叶面积指数，m2/m2。

引入单位面积植被覆盖度FVC，得到研究区域实际的植被冠层截留量INT，m/d；进而得到实际降落到土壤上的降水量Pn，m/d。

INT=I×FVC,Pn=P-INT

(8)

2.2 蒸散发

根据Penman-Monteith公式和莫兴国等对Shuttleworth-Wallace模型的改进，实际蒸散发量包括植被实际蒸腾量、冠层截留蒸发量和土壤实际蒸发量[13]。

如果确诊是排卵期出血，一般不用担心，对身体没有别的影响。对身体是否有影响主要取决于出血的多少和长短。如果出血少、时间短，那就让它去。假如出血较多、时间长，其实最好先做个诊刮，可能有其他问题。

(9)

(10)

(11)

(12)

(13)

(14)

式中，Ec、Ei和Es分别为植被蒸腾量、冠层截留蒸发量和土壤蒸发量，m/d；λ为水的蒸发潜热，取值2.45 MJ/kg；ρw为水的密度，kg/m3；Δ为饱和水汽压-温度曲线的梯度，kPa/℃；ρ为空气密度，kg/m3；Cp为空气的定比压热，MJ/(kg·℃)；Rnc为冠层净辐射，MJ/(m2·d)；Rns为地表净辐射，MJ/(m2·d)；G为传入土壤中的热通量，MJ/(m2·d)；γ为干湿球常数，kPa/℃；Wfr为叶面湿润面积比例，取冠层储水量与冠层最大储水量比值的2/3次方；ra为源汇到参考高度的空气动力学阻力，s/m；rac为冠层表面边界层阻抗，s/m；ras为土壤表面边界层阻抗，s/m；rs为土壤阻抗，s/m；rc为冠层阻抗，s/m。

2.3 植被根系吸水

植被主要通过根系从土壤中吸收水分，满足其生长以及代谢等生理活动和叶片蒸腾。本文假设根系吸水S(z,t)是蒸腾Ec(t)以及有效根分布Le(z,t)的函数，在此基础上对根系吸水加入土壤水约束[14-15]：

(15)

(16)

(17)

式中，k为根系主要分布系数；Z为土壤层厚度，m；Lr为根系的平均最大深度，m；f(θ)为土壤水约束系数，无量纲；D(θ)为土壤水力扩散系数，m2/d；θ为土壤含水量，无量纲；θw为凋萎土壤含水量，无量纲；θfc为田间土壤含水量，无量纲。

2.4 土壤水运动

土壤水运动不仅是水循环的重要环节，对于植被的蒸腾、土壤水蒸发、植被生长、生态系统的生物地球化学循环也起着关键性的作用。土壤水运动Richards方程为

(18)

其中，θ为土壤含水量，%；K(θ)为土壤水力传导率，m/d；D(θ)为土壤水力扩散系数，m2/d；SE为包括植被根系吸水和土壤水蒸发的损失项，1/d。土壤水力特性曲线主要采用Clapp-Homberger模型[16]。

本文中，上边界条件为

(19)

θ|z=ZWT，t≥0=θfc

(20)

式中，ZWT为地下水位，m。

2.5 地下水运动

在湿地或河岸带地区，地下水对土壤含水量有着显著影响。在研究区域，地下水除了受降水的补给外，也会因蒸发和植被根系吸水而损失水分，但相比之下，土壤水和河湖水则是地下水的主要源汇项。

地下水运动过程的研究主要采用Boussinesq方程，具体如下：

(21)

式中，μ为给水度，无量纲；K(x)为水力传导系数，m/d；h(x,t)为t时刻距坐标原点x处的地下水水位，m；Z为隔水底板高程，m；f(x,t)为含水层与外界的水量交换量，m/d，主要受土壤水补给、地下水蒸发和植被根系吸水等的影响。

本文中，地下水运动的左右边界分别为

(22)

(23)

式中，T为导水系数，m2/d，hXR和hBL分别为修河和蚌湖水位,m。

3 模型初始化

鄱阳湖典型洲滩湿地水文模型的时间尺度可以是小时或日尺度，本文选用日尺度。模型的输入包括逐日降水量、逐日水位和逐日叶面积指数、逐日冠层净辐射Rnc、地表净辐射Rns、传入土壤中的热通量G、源汇到参考高度的空气动力学阻力ra、冠层表面边界层阻抗rac、土壤表面边界层阻抗ras、土壤阻抗rs、冠层阻抗rc。其中，逐日降水量通过中国气象数据共享网下载得到(见图4)，逐日水位资料通过江西省水利厅网站水情信息页面取得(见图5)，逐日叶面积指数通过逐月遥感影像产品插值得到(见图6)，其他变量通过DTVGM能量传输模型计算得到[17]。另外，模型的初始化还包括对土壤各层的初始时刻含水量赋值，本文中土壤含水量的初值假设为田间持水量θfc。初始时刻冠层储水量S0和冠层截留蒸发量均设为0。

模型的参数为土壤物理参数和植物生理参数，如表3所示，其取值主要参考已经发表的文献。本文中模型运行时间序列为一个完整的植被生长年(2月至次年2月)。考虑模型的预热期，本文对2015～2016年两个相同完整的生长年进行连续模拟，但重点对第二个完整生长年进行研究。

图4 2015～2016年鄱阳湖降水日变化过程Fig.4 Daily rainfall from 2015 to 2016 in Poyang Lake

注：假设蚌湖水位与鄱阳湖水位保持一致。图5 2015～2016年鄱阳湖水位日变化过程Fig.5 Daily water level variation from 2015 to 2016 in Poyang Lake

图6 2015～2016年鄱阳湖湿地叶面积指数日变化过程Fig.6 Daily leaf area index variation from 2015 to 2016 in Poyang Lake wetland

模块符号描述单位参考值方程说明降水截留f冠层截留系数-1.2(7)Galdos等[12]FVC植被覆盖度-0.9(8)Lei等[18]植被根系吸水、Lr根系的平均最大深度m0.2(16)赋值土壤水运动、地k根系分布系数-0.5(16)赋值下水过程模拟θs饱和含水率m3·m-3计算获得(18)～(23)Clapp等[16]θr凋萎土壤含水量m3·m-3计算获得(17)～(23)Clapp等[16]θfc田间土壤含水量m3·m-30.4(17)～(23)李云良,等[19]Ks土壤饱和水力传导度m·s-1计算获得(18)～(23)Clapp等[16]ψs土壤饱和基质势m计算获得(18)～(23)Clapp 等[16]b0与土壤性质有关的参数-计算获得(18)～(23)Clapp等[16]μ含水层给水度-0.2(21)赋值Z隔水底板高程m8.4(21)赋值

4 典型洲滩湿地水文过程模拟

每年汛期，五河洪水入鄱阳湖，湖水漫滩，洪水一片；冬春季节，湖水落槽，滩地显露，水面缩小。受鄱阳湖水位季节性涨落和洲滩出没交替变化的影响，湿地水文过程在一个完整的植被生长年内呈现双峰变化模式。受汛期的影响，2015年7月10日至9月18日为研究洲滩的淹没期，淹没期前后则为研究洲滩的出没期。

4.1 湿地蒸散发过程模拟研究

图7是2015年2月至2016年2月计算区间平均日蒸散发模拟过程。模拟期间蒸散发量模拟总量为804 mm，实测蒸发量为813 mm，两者相对误差为1.1%，相关系数R2为0.92，纳什效率系数NSE为0.83，模拟结果能够较好地反映湿地的蒸散发过程。

图7 典型断面2015～2016年日蒸散发模拟过程Fig.7 Simulation of daily evapotranspiration of typical section from 2015 to 2016

图8是2015年2月至2016年2月计算区间平均日蒸腾模拟过程。

图8 典型断面2015～2016年日蒸腾模拟过程Fig.8 Simulation of daily transpiration of typical section from 2015 to 2016

模拟期间蒸腾量模拟总量为97 mm，占蒸散发总量的12%。受洲滩出没的影响，湿地植被蒸腾过程呈现双峰变化特征。2015年2月1日至6月29日期间，植被蒸腾量大致从0 mm/d不断增加到最大值4.1 mm/d，而在2015年9月2日至2016年1月31日期间，植被蒸腾量日变化过程呈现抛物线模式，介于0 ～1.8 mm/d之间。淹没期后，植被日蒸腾量显著小于淹没期前，这可能是受气象条件的影响，比如淹没期前太阳辐射和温度月平均值均高于淹没期后(图9～10)，有利于植被完成光合蒸腾等生理活动。

图9 研究区多年月平均总辐射量Fig.9 Mean monthly total radiation from 1985 to 2013

注：图9和图10气象数据来自于中国气象数据共享网。图10 研究区多年月平均蒸发和月平均温度Fig.10 Mean monthly temperature and total evaporation from 1985 to 2013

4.2 湿地地下水位变化

图11为2015～2016年计算区间平均逐日地下水水位模拟过程。从图中可见，湿地地下水水位与鄱阳湖水位的变化具有高度一致性，表明湿地地下水与湖泊具有良好的水力联系。在淹没期前，鄱阳湖水位大致高于湿地地下水水位，而在淹没期后，湿地地下水水位则大致高于鄱阳湖水位，这可能是因为鄱阳湖水量的消退速度大于湿地与鄱阳湖之间的侧向补给速度引起的。从图中也可以看出，湿地地下水位有明显的季节性变化特征，湿地地下水埋深介于0 ～ 6.62 m之间，这与许秀丽等[6]的研究结果具有一致性。

图11 2015～2016年日地下水水位模拟过程Fig.11 Simulation of daily water leval variation from 2015 to 2016

4.3 断面土壤含水量变化

图12是2015～2016年计算区间平均逐日土壤湿度变化过程模拟。由Richard方程可知，土壤湿度的变化主要受土壤水重力下渗、地下水和土壤水的水力扩散以及包括降水补给、土壤蒸发和植被根系吸水在内的源汇项影响。从图可见，10 cm处土壤湿度的逐日变化过程较20，30，40 cm和50 cm剧烈，这主要是因为湿地植被的根系埋深介于0～40 cm之间，其中主要介于0～20 cm之间、近地气象条件和根系吸水对0～10 cm土壤湿度影响较大。从图12(b)可见，淹没期前后，根系分布区土壤湿度分别呈现大致增加和减少的趋势，这可能是因为淹没期前后分别对应湿地的涨水期和退水期所致。在涨水期间，鄱阳湖水位不断上涨，使得湿地地下水抬升，同时降水补给的增多也是土壤湿度变大的原因，而退水期间则相反。

注：上述结果为计算区间平均土壤湿度统计结果。图12 2015～2016年土壤湿度日变化过程模拟Fig.12 Simulation of daily soil water content from 2015 to 2016

5 结 语

本文以鄱阳湖典型洲滩湿地为研究对象，从降水截留、蒸散发、植被根系吸水、土壤水运动和地下水运动5个方面构建了鄱阳湖典型洲滩湿地生态水文模型，并根据国内外相关研究成果对模型进行初始化，对蒸散发、土壤湿度和地下水位进行模拟试验。试验结果能较好反映鄱阳湖典型洲滩湿地的生态水文过程特征。受野外观测条件限制，缺乏生态水文过程实测数据，本文没有开展模型参数率定和结果验证工作。在以后的工作中，通过多途径收集所需数据，完成模型参数率定和结果验证，并进一步完善模型结构和功能。