肖 洋，張 翔2，王 孟，鄧 志 民

(1.長(zhǎng)江水資源保護(hù)科學(xué)研究所, 湖北 武漢 430051； 2.武漢大學(xué) 水資源與水電工程科學(xué)國家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室, 湖北 武漢 430072)

鄱陽湖位于長(zhǎng)江之南，江西省北部，是我國最大的淡水湖。鄱陽湖是一個(gè)季節(jié)性漲水湖泊，具有“高水似湖，低水似河”的獨(dú)特自然地理景觀，其獨(dú)特的水文特征為植被群落的季節(jié)性更替創(chuàng)造了有利條件，為候鳥提供了良好的棲息地，是國際重要濕地之一[1-2]。

近年來，鄱陽湖復(fù)雜的江湖關(guān)系使得鄱陽湖水位年內(nèi)過程發(fā)生了顯著性變化[3-4]，由于洲灘地下水和湖水具有密切的側(cè)向水力聯(lián)系，比如鄱陽湖水位與蚌湖洲灘地下水位呈正相關(guān)關(guān)系[5]，鄱陽湖水位的年內(nèi)變化勢(shì)必會(huì)影響鄱陽湖洲灘濕地地下水分布，繼而影響濕地土壤水分時(shí)空分布[6]。濕地植被的生長(zhǎng)及分布與土壤含水量密切相關(guān)，因此，鄱陽湖水位及相應(yīng)洲灘地下水埋深變化對(duì)濕地植被種群密度、群落多樣性和植被高度等具有不同程度的影響[7]。作為植被生長(zhǎng)水分的重要來源，土壤水除了受地下水的影響外，還受降水的直接補(bǔ)給[8-9]。因此，洲灘濕地大氣、植被、土壤和地下水是濕地生態(tài)水文過程的有機(jī)整體，研究洲灘濕地大氣-植被-土壤-地下水系統(tǒng)水分運(yùn)移過程對(duì)于探討濕地植被生長(zhǎng)狀況具有重要作用。

鄱陽湖洲灘濕地生態(tài)水文過程研究目前以野外觀測(cè)實(shí)驗(yàn)為主，已開展洲灘土壤濕度和地下水年內(nèi)變化和洲灘地下水和湖水側(cè)向水力聯(lián)系等研究[5-6]，受實(shí)驗(yàn)尺度的影響，鮮有對(duì)洲灘濕地大氣-植被-土壤-地下水系統(tǒng)中水文過程的系統(tǒng)研究。數(shù)學(xué)模型是系統(tǒng)研究生態(tài)水文過程的重要手段之一。鄧志民等應(yīng)用CoupModel生態(tài)水文模型和人工神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模型研究鄱陽湖濕地苔草對(duì)水位變化的響應(yīng)[10]。許秀麗等選取鄱陽湖濕地高位灘地的茵陳蒿和蘆葦群落為研究對(duì)象，運(yùn)用 HYDRUS-1D 垂向一維數(shù)值模擬，量化了濕地地下水-土壤-植被-大氣系統(tǒng)界面水分通量[11]。盡管如此，在數(shù)學(xué)模型的應(yīng)用中，對(duì)大氣-植被-土壤-地下水的完全耦合研究有待進(jìn)一步完善。

本文以鄱陽湖國家自然保護(hù)區(qū)典型洲灘濕地為研究對(duì)象，選擇典型斷面，構(gòu)建生態(tài)水文模型，初探氣象水文條件驅(qū)動(dòng)下濕地土壤水和地下水動(dòng)態(tài)變化情況，為鄱陽湖典型洲灘濕地大氣-植被-土壤-地下水系統(tǒng)耦合研究提供數(shù)學(xué)模型支持。

1 鄱陽湖典型洲灘濕地

鄱陽湖國家自然保護(hù)區(qū)(29°05′N～ 29°15′N，115°55′E～116°03′E)位于鄱陽湖西北角，贛江北支和修水的交匯處(見圖1)，該保護(hù)區(qū)以永修縣吳城鎮(zhèn)為中心，下轄9個(gè)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，總面積331 km2。本文選擇蚌湖和修水之間的洲灘作為研究對(duì)象，該洲灘為鄱陽湖典型洲灘濕地，土壤質(zhì)地以粉土為主，年內(nèi)湖泊水位季節(jié)性波動(dòng)顯著。隨著洲灘高程變化，由高到低依次出現(xiàn)南荻-狗牙根-苔草-菊葉委陵菜群落、南荻-苔草-蔞蒿-菊葉委陵菜群落和苔草-蔞蒿-虉草群落，植被的生態(tài)類型呈現(xiàn)出有規(guī)律的環(huán)帶狀變化。根據(jù)洲灘隨湖泊水位出沒情況，設(shè)置研究斷面如圖2所示，在非汛期該斷面灘地長(zhǎng)度約1 100 m。

圖1 鄱陽湖國家自然保護(hù)區(qū)Fig.1 Map of Poyang Lake national nature reserve

圖2 研究斷面示意Fig.2 Scheme of study section

2 生態(tài)水文模型構(gòu)建

由于濕地洲灘表層土壤的孔隙度較大，且地表枯枝落葉對(duì)降雨的滯留作用較明顯，降水經(jīng)過蒸發(fā)截留過程后，洲灘匯流過程并不明顯。因此，洲灘水循環(huán)過程主要以大氣-土壤-植物系統(tǒng)水循環(huán)過程為主，同時(shí)由于洲灘與毗鄰的河湖存在水力聯(lián)系，河湖水與洲灘之間的雙向補(bǔ)給機(jī)制也是濕地水循環(huán)過程的重要組成部分。因此本文在構(gòu)建生態(tài)水文模型時(shí)，重點(diǎn)研究洲灘上植被生長(zhǎng)影響下的降水截留、蒸散發(fā)、土壤水運(yùn)動(dòng)和地下水運(yùn)動(dòng)過程，典型洲灘濕地水文過程如圖3所示。

根據(jù)典型洲灘濕地植被環(huán)帶狀分布特征，將典型斷面以150 m間距劃分為6個(gè)單元，編號(hào)1～6(見表1～2)，在每個(gè)單元上以地下水為下邊界，由地表至下邊界以0.1 m間距劃分土壤層，同步計(jì)算各單位上降水截留量、蒸散發(fā)量、植被根系吸水量，在蚌湖和修水水位變化驅(qū)動(dòng)下，完成地下水和土壤水的耦合模擬。

圖3 典型洲灘濕地水文過程示意Fig.3 Hydrological process at typical islet wetland of Poyang Lake

計(jì)算區(qū)間沙土/%粉土/%黏土/%計(jì)算區(qū)間沙土/%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 研究區(qū)植被群落結(jié)構(gòu)Tab.2 Structure of plant communities in typical islet wetland

注：計(jì)算區(qū)間編號(hào)由修水至蚌湖逐漸增大。

2.1 降水截留

本文采用Galdos等提出的模型計(jì)算降水截留量[12]。

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

(1)

式中，I為總的冠層截留量，m/d；S為t時(shí)刻冠層儲(chǔ)水量，m；E為植被冠層截留蒸發(fā)量，m/d；P為降水量，m/d；TH為冠層間自由穿落的降水量，m/d；F為植被莖流，m/d；D為從葉片和莖干滴落的水量，m/d。其中，TH、F和D最終會(huì)降落到地表上，則降落到土壤上的降水量Psoil(m/d)可表示為

Psoil=TH+F+D

(2)

因此，截留模型可以簡(jiǎn)化為

I=P-Psoil

(3)

通過聯(lián)合求解式(4)～(6)，得到Psoil隨時(shí)間的變化情況，從而得到不同時(shí)期冠層對(duì)降水的截留量I。

(4)

(5)

(6)

Smax=f·lg(1+LAI)

(7)

式中，Smax為植被冠層最大截留量，m；St-1為t-1時(shí)刻冠層儲(chǔ)水量，m；Ep為冠層潛在蒸發(fā)，m；f為冠層截留系數(shù)；LAI為葉面積指數(shù)，m2/m2。

引入單位面積植被覆蓋度FVC，得到研究區(qū)域?qū)嶋H的植被冠層截留量INT，m/d；進(jìn)而得到實(shí)際降落到土壤上的降水量Pn，m/d。

INT=I×FVC,Pn=P-INT

(8)

2.2 蒸散發(fā)

根據(jù)Penman-Monteith公式和莫興國等對(duì)Shuttleworth-Wallace模型的改進(jìn)，實(shí)際蒸散發(fā)量包括植被實(shí)際蒸騰量、冠層截留蒸發(fā)量和土壤實(shí)際蒸發(fā)量[13]。

如果確診是排卵期出血，一般不用擔(dān)心，對(duì)身體沒有別的影響。對(duì)身體是否有影響主要取決于出血的多少和長(zhǎng)短。如果出血少、時(shí)間短，那就讓它去。假如出血較多、時(shí)間長(zhǎng)，其實(shí)最好先做個(gè)診刮，可能有其他問題。

(9)

(10)

(11)

(12)

(13)

(14)

式中，Ec、Ei和Es分別為植被蒸騰量、冠層截留蒸發(fā)量和土壤蒸發(fā)量，m/d；λ為水的蒸發(fā)潛熱，取值2.45 MJ/kg；ρw為水的密度，kg/m3；Δ為飽和水汽壓-溫度曲線的梯度，kPa/℃；ρ為空氣密度，kg/m3；Cp為空氣的定比壓熱，MJ/(kg·℃)；Rnc為冠層凈輻射，MJ/(m2·d)；Rns為地表凈輻射，MJ/(m2·d)；G為傳入土壤中的熱通量，MJ/(m2·d)；γ為干濕球常數(shù)，kPa/℃；Wfr為葉面濕潤(rùn)面積比例，取冠層儲(chǔ)水量與冠層最大儲(chǔ)水量比值的2/3次方；ra為源匯到參考高度的空氣動(dòng)力學(xué)阻力，s/m；rac為冠層表面邊界層阻抗，s/m；ras為土壤表面邊界層阻抗，s/m；rs為土壤阻抗，s/m；rc為冠層阻抗，s/m。

2.3 植被根系吸水

植被主要通過根系從土壤中吸收水分，滿足其生長(zhǎng)以及代謝等生理活動(dòng)和葉片蒸騰。本文假設(shè)根系吸水S(z,t)是蒸騰Ec(t)以及有效根分布Le(z,t)的函數(shù)，在此基礎(chǔ)上對(duì)根系吸水加入土壤水約束[14-15]：

(15)

(16)

(17)

式中，k為根系主要分布系數(shù)；Z為土壤層厚度，m；Lr為根系的平均最大深度，m；f(θ)為土壤水約束系數(shù)，無量綱；D(θ)為土壤水力擴(kuò)散系數(shù)，m2/d；θ為土壤含水量，無量綱；θw為凋萎土壤含水量，無量綱；θfc為田間土壤含水量，無量綱。

2.4 土壤水運(yùn)動(dòng)

土壤水運(yùn)動(dòng)不僅是水循環(huán)的重要環(huán)節(jié)，對(duì)于植被的蒸騰、土壤水蒸發(fā)、植被生長(zhǎng)、生態(tài)系統(tǒng)的生物地球化學(xué)循環(huán)也起著關(guān)鍵性的作用。土壤水運(yùn)動(dòng)Richards方程為

(18)

其中，θ為土壤含水量，%；K(θ)為土壤水力傳導(dǎo)率，m/d；D(θ)為土壤水力擴(kuò)散系數(shù)，m2/d；SE為包括植被根系吸水和土壤水蒸發(fā)的損失項(xiàng)，1/d。土壤水力特性曲線主要采用Clapp-Homberger模型[16]。

本文中，上邊界條件為

(19)

θ|z=ZWT，t≥0=θfc

(20)

式中，ZWT為地下水位，m。

2.5 地下水運(yùn)動(dòng)

在濕地或河岸帶地區(qū)，地下水對(duì)土壤含水量有著顯著影響。在研究區(qū)域，地下水除了受降水的補(bǔ)給外，也會(huì)因蒸發(fā)和植被根系吸水而損失水分，但相比之下，土壤水和河湖水則是地下水的主要源匯項(xiàng)。

地下水運(yùn)動(dòng)過程的研究主要采用Boussinesq方程，具體如下：

(21)

式中，μ為給水度，無量綱；K(x)為水力傳導(dǎo)系數(shù)，m/d；h(x,t)為t時(shí)刻距坐標(biāo)原點(diǎn)x處的地下水水位，m；Z為隔水底板高程，m；f(x,t)為含水層與外界的水量交換量，m/d，主要受土壤水補(bǔ)給、地下水蒸發(fā)和植被根系吸水等的影響。

本文中，地下水運(yùn)動(dòng)的左右邊界分別為

(22)

(23)

式中，T為導(dǎo)水系數(shù)，m2/d，hXR和hBL分別為修河和蚌湖水位,m。

3 模型初始化

鄱陽湖典型洲灘濕地水文模型的時(shí)間尺度可以是小時(shí)或日尺度，本文選用日尺度。模型的輸入包括逐日降水量、逐日水位和逐日葉面積指數(shù)、逐日冠層凈輻射Rnc、地表凈輻射Rns、傳入土壤中的熱通量G、源匯到參考高度的空氣動(dòng)力學(xué)阻力ra、冠層表面邊界層阻抗rac、土壤表面邊界層阻抗ras、土壤阻抗rs、冠層阻抗rc。其中，逐日降水量通過中國氣象數(shù)據(jù)共享網(wǎng)下載得到(見圖4)，逐日水位資料通過江西省水利廳網(wǎng)站水情信息頁面取得(見圖5)，逐日葉面積指數(shù)通過逐月遙感影像產(chǎn)品插值得到(見圖6)，其他變量通過DTVGM能量傳輸模型計(jì)算得到[17]。另外，模型的初始化還包括對(duì)土壤各層的初始時(shí)刻含水量賦值，本文中土壤含水量的初值假設(shè)為田間持水量θfc。初始時(shí)刻冠層儲(chǔ)水量S0和冠層截留蒸發(fā)量均設(shè)為0。

模型的參數(shù)為土壤物理參數(shù)和植物生理參數(shù)，如表3所示，其取值主要參考已經(jīng)發(fā)表的文獻(xiàn)。本文中模型運(yùn)行時(shí)間序列為一個(gè)完整的植被生長(zhǎng)年(2月至次年2月)?？紤]模型的預(yù)熱期，本文對(duì)2015～2016年兩個(gè)相同完整的生長(zhǎng)年進(jìn)行連續(xù)模擬，但重點(diǎn)對(duì)第二個(gè)完整生長(zhǎng)年進(jìn)行研究。

圖4 2015～2016年鄱陽湖降水日變化過程Fig.4 Daily rainfall from 2015 to 2016 in Poyang Lake

注：假設(shè)蚌湖水位與鄱陽湖水位保持一致。圖5 2015～2016年鄱陽湖水位日變化過程Fig.5 Daily water level variation from 2015 to 2016 in Poyang Lake

圖6 2015～2016年鄱陽湖濕地葉面積指數(shù)日變化過程Fig.6 Daily leaf area index variation from 2015 to 2016 in Poyang Lake wetland

模塊符號(hào)描述單位參考值方程說明降水截留f冠層截留系數(shù)-1.2(7)Galdos等[12]FVC植被覆蓋度-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)賦值土壤水運(yùn)動(dòng)、地k根系分布系數(shù)-0.5(16)賦值下水過程模擬θs飽和含水率m3·m-3計(jì)算獲得(18)～(23)Clapp等[16]θr凋萎土壤含水量m3·m-3計(jì)算獲得(17)～(23)Clapp等[16]θfc田間土壤含水量m3·m-30.4(17)～(23)李云良,等[19]Ks土壤飽和水力傳導(dǎo)度m·s-1計(jì)算獲得(18)～(23)Clapp等[16]ψs土壤飽和基質(zhì)勢(shì)m計(jì)算獲得(18)～(23)Clapp 等[16]b0與土壤性質(zhì)有關(guān)的參數(shù)-計(jì)算獲得(18)～(23)Clapp等[16]μ含水層給水度-0.2(21)賦值Z隔水底板高程m8.4(21)賦值

4 典型洲灘濕地水文過程模擬

每年汛期，五河洪水入鄱陽湖，湖水漫灘，洪水一片；冬春季節(jié)，湖水落槽，灘地顯露，水面縮小。受鄱陽湖水位季節(jié)性漲落和洲灘出沒交替變化的影響，濕地水文過程在一個(gè)完整的植被生長(zhǎng)年內(nèi)呈現(xiàn)雙峰變化模式。受汛期的影響，2015年7月10日至9月18日為研究洲灘的淹沒期，淹沒期前后則為研究洲灘的出沒期。

4.1 濕地蒸散發(fā)過程模擬研究

圖7是2015年2月至2016年2月計(jì)算區(qū)間平均日蒸散發(fā)模擬過程。模擬期間蒸散發(fā)量模擬總量為804 mm，實(shí)測(cè)蒸發(fā)量為813 mm，兩者相對(duì)誤差為1.1%，相關(guān)系數(shù)R2為0.92，納什效率系數(shù)NSE為0.83，模擬結(jié)果能夠較好地反映濕地的蒸散發(fā)過程。

圖7 典型斷面2015～2016年日蒸散發(fā)模擬過程Fig.7 Simulation of daily evapotranspiration of typical section from 2015 to 2016

圖8是2015年2月至2016年2月計(jì)算區(qū)間平均日蒸騰模擬過程。

圖8 典型斷面2015～2016年日蒸騰模擬過程Fig.8 Simulation of daily transpiration of typical section from 2015 to 2016

模擬期間蒸騰量模擬總量為97 mm，占蒸散發(fā)總量的12%。受洲灘出沒的影響，濕地植被蒸騰過程呈現(xiàn)雙峰變化特征。2015年2月1日至6月29日期間，植被蒸騰量大致從0 mm/d不斷增加到最大值4.1 mm/d，而在2015年9月2日至2016年1月31日期間，植被蒸騰量日變化過程呈現(xiàn)拋物線模式，介于0 ～1.8 mm/d之間。淹沒期后，植被日蒸騰量顯著小于淹沒期前，這可能是受氣象條件的影響，比如淹沒期前太陽輻射和溫度月平均值均高于淹沒期后(圖9～10)，有利于植被完成光合蒸騰等生理活動(dòng)。

圖9 研究區(qū)多年月平均總輻射量Fig.9 Mean monthly total radiation from 1985 to 2013

注：圖9和圖10氣象數(shù)據(jù)來自于中國氣象數(shù)據(jù)共享網(wǎng)。圖10 研究區(qū)多年月平均蒸發(fā)和月平均溫度Fig.10 Mean monthly temperature and total evaporation from 1985 to 2013

4.2 濕地地下水位變化

圖11為2015～2016年計(jì)算區(qū)間平均逐日地下水水位模擬過程。從圖中可見，濕地地下水水位與鄱陽湖水位的變化具有高度一致性，表明濕地地下水與湖泊具有良好的水力聯(lián)系。在淹沒期前，鄱陽湖水位大致高于濕地地下水水位，而在淹沒期后，濕地地下水水位則大致高于鄱陽湖水位，這可能是因?yàn)檑蛾柡康南怂俣却笥跐竦嘏c鄱陽湖之間的側(cè)向補(bǔ)給速度引起的。從圖中也可以看出，濕地地下水位有明顯的季節(jié)性變化特征，濕地地下水埋深介于0 ～ 6.62 m之間，這與許秀麗等[6]的研究結(jié)果具有一致性。

圖11 2015～2016年日地下水水位模擬過程Fig.11 Simulation of daily water leval variation from 2015 to 2016

4.3 斷面土壤含水量變化

圖12是2015～2016年計(jì)算區(qū)間平均逐日土壤濕度變化過程模擬。由Richard方程可知，土壤濕度的變化主要受土壤水重力下滲、地下水和土壤水的水力擴(kuò)散以及包括降水補(bǔ)給、土壤蒸發(fā)和植被根系吸水在內(nèi)的源匯項(xiàng)影響。從圖可見，10 cm處土壤濕度的逐日變化過程較20，30，40 cm和50 cm劇烈，這主要是因?yàn)闈竦刂脖坏母德裆罱橛?～40 cm之間，其中主要介于0～20 cm之間、近地氣象條件和根系吸水對(duì)0～10 cm土壤濕度影響較大。從圖12(b)可見，淹沒期前后，根系分布區(qū)土壤濕度分別呈現(xiàn)大致增加和減少的趨勢(shì)，這可能是因?yàn)檠蜎]期前后分別對(duì)應(yīng)濕地的漲水期和退水期所致。在漲水期間，鄱陽湖水位不斷上漲，使得濕地地下水抬升，同時(shí)降水補(bǔ)給的增多也是土壤濕度變大的原因，而退水期間則相反。

注：上述結(jié)果為計(jì)算區(qū)間平均土壤濕度統(tǒng)計(jì)結(jié)果。圖12 2015～2016年土壤濕度日變化過程模擬Fig.12 Simulation of daily soil water content from 2015 to 2016

5 結(jié) 語

本文以鄱陽湖典型洲灘濕地為研究對(duì)象，從降水截留、蒸散發(fā)、植被根系吸水、土壤水運(yùn)動(dòng)和地下水運(yùn)動(dòng)5個(gè)方面構(gòu)建了鄱陽湖典型洲灘濕地生態(tài)水文模型，并根據(jù)國內(nèi)外相關(guān)研究成果對(duì)模型進(jìn)行初始化，對(duì)蒸散發(fā)、土壤濕度和地下水位進(jìn)行模擬試驗(yàn)。試驗(yàn)結(jié)果能較好反映鄱陽湖典型洲灘濕地的生態(tài)水文過程特征。受野外觀測(cè)條件限制，缺乏生態(tài)水文過程實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)，本文沒有開展模型參數(shù)率定和結(jié)果驗(yàn)證工作。在以后的工作中，通過多途徑收集所需數(shù)據(jù)，完成模型參數(shù)率定和結(jié)果驗(yàn)證，并進(jìn)一步完善模型結(jié)構(gòu)和功能。