林 歡，許秀麗，張 奇

(1：中國(guó)科學(xué)院南京地理與湖泊研究所流域地理學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南京 210008)(2：中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 100049)

鄱陽湖典型洲灘濕地水分補(bǔ)排關(guān)系

林 歡1,2，許秀麗1,2，張 奇1

(1：中國(guó)科學(xué)院南京地理與湖泊研究所流域地理學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南京 210008)(2：中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 100049)

濕地水分在地下水含水層-土壤-植物-大氣界面的運(yùn)移和轉(zhuǎn)換是維持能量和營(yíng)養(yǎng)物平衡的重要環(huán)節(jié)，水分運(yùn)移是濕地生態(tài)水文過程研究的關(guān)鍵. 數(shù)值模型模擬已成為水分運(yùn)移研究的重要手段，然而限于復(fù)雜的濕地自然條件及有限的監(jiān)測(cè)手段，部分界面水分通量連續(xù)動(dòng)態(tài)變化數(shù)據(jù)的獲取及定量化工作較為困難，目前應(yīng)用數(shù)值模擬法于濕地水分運(yùn)移研究的案例仍不多見. 本文以鄱陽湖典型濕地為研究區(qū)，構(gòu)建垂向一維數(shù)值模型，闡釋了湖泊水位顯著季節(jié)性變化條件下，濕地水分在不同界面的傳輸過程，量化了濕地水分的補(bǔ)排關(guān)系. 結(jié)果表明：(1)界面水分通量季節(jié)性差異大，降雨入滲地面和根系層水分滲漏均對(duì)降雨變化響應(yīng)敏感，主要集中在4-6月，分別占年總量(1450和1053 mm)的65%和73%. 土面蒸發(fā)和植物蒸騰年總量為176和926 mm，土面蒸發(fā)主要受氣候條件影響，植物蒸騰還與植物生長(zhǎng)特征有關(guān)，均集中在7-8月，分別占年總量的30%和47%. 深層土壤向淺層根系層的水分補(bǔ)給集中發(fā)生在地下水淺埋時(shí)段6-8月，占年總量(609 mm)的76%；(2)濕地植物根系層水分補(bǔ)排受鄱陽湖水位季節(jié)性波動(dòng)影響顯著. 除豐水期(7-9月)主要補(bǔ)給為深層土壤水外，退、枯、漲水期的主要補(bǔ)給均為降水入滲. 漲水期(4-6月)和枯水期(12-3月)的主要排泄為根系層水分滲漏，豐水期以植物蒸騰排泄為主，退水期(10-11月)，土面蒸發(fā)與植物蒸騰為主要排泄，且比重相當(dāng). 本文定量了鄱陽湖典型濕地不同界面水分連續(xù)交換關(guān)系，區(qū)分了土面蒸發(fā)和植物蒸騰，辨析了各界面水分的主要影響因子，研究結(jié)果有助于深入理解水分在濕地生態(tài)系統(tǒng)地下水含水層-土壤-植物-大氣界面的相互作用機(jī)制，認(rèn)識(shí)湖泊洲灘濕地水量平衡，為揭示湖泊水情變化對(duì)濕地生態(tài)的可能影響提供依據(jù)，為濕地生態(tài)水文過程研究提供重要方法和理論參考.

土壤水；根系層；水分補(bǔ)排過程；鄱陽湖濕地；GSPAC系統(tǒng)；HYDRUS模型

濕地是介于水生和陸生生態(tài)系統(tǒng)之間的過渡帶，在時(shí)間上呈現(xiàn)周期性干濕交替的動(dòng)態(tài)變化，在生態(tài)上表現(xiàn)為水陸環(huán)境諸因子相互作用、相互影響的生態(tài)系統(tǒng)，水文過程是濕地系統(tǒng)形成和演變的主導(dǎo)環(huán)境因子[1-2]. 濕地地下水含水層-土壤-植物-大氣連續(xù)體(Groundwater aquifer-Soil-Plant-Atmosphere Continuum，GSPAC)[3-5]中各水文要素交替轉(zhuǎn)換頻繁，其中，土壤水作為物質(zhì)和能量遷移轉(zhuǎn)換的主要媒介，是聯(lián)系大氣降水、地表水、地下水、植物水的重要紐帶和中心環(huán)節(jié)，其補(bǔ)排過程不僅直接影響著濕地植物的生長(zhǎng)與發(fā)育，同時(shí)還通過改變濕地土壤的物理化學(xué)地球過程間接影響植物的營(yíng)養(yǎng)環(huán)境和呼吸過程[6-12]. 研究濕地土壤水分的動(dòng)態(tài)變化及其補(bǔ)排過程對(duì)深入認(rèn)識(shí)濕地系統(tǒng)水文與植物相互作用機(jī)制有重要意義.

鄱陽湖是我國(guó)最大的淡水湖泊，其承納贛江、撫河、信江、饒河、修水5大河流來水，經(jīng)調(diào)蓄后由湖口注入長(zhǎng)江. 一般而言，4-6月“五河”來水集中，鄱陽湖水位抬升，灘地逐漸淹水；7-9月鄱陽湖維持高水位，廣大湖區(qū)灘地淹沒，水生植物進(jìn)入生長(zhǎng)旺盛期；10月以后，湖泊水位不斷降低，形成大面積洲灘濕地，濕生植物相繼萌生[1]. 受鄱陽湖高度動(dòng)態(tài)變化的水文情勢(shì)的影響，洲灘濕地“五水”(大氣降水、地表水、土壤水、地下水、植物水)交替轉(zhuǎn)換頻繁，土壤水的補(bǔ)排過程極其復(fù)雜，這直接影響著濕地生物地球化學(xué)過程和植物的生長(zhǎng)與演替.

目前，關(guān)于鄱陽湖濕地關(guān)鍵水文過程的研究已經(jīng)開展了很多工作，眾多學(xué)者從流域空間尺度出發(fā)，研究了湖泊水文水動(dòng)力過程和水循環(huán)要素的時(shí)空變化及其對(duì)氣候條件和覆被類型的響應(yīng)[13-17]，也有學(xué)者通過人工采樣和定位觀測(cè)探究濕地水文要素的變化及其與生態(tài)因子的關(guān)系[18-23]. 雖然這些研究能夠反映濕地水文過程的動(dòng)態(tài)變化，但是對(duì)濕地系統(tǒng)內(nèi)部的界面水分運(yùn)移規(guī)律還沒有深刻的認(rèn)識(shí)，且由于這些水分通量難以直接觀測(cè)，濕地土壤水、植物水(植物蒸騰)、大氣降水之間界面過程的相關(guān)研究尤為缺乏. 大氣-土壤界面的降水入滲是濕地水分補(bǔ)給的重要來源，大氣-植物界面的蒸騰和大氣-土壤界面的蒸發(fā)則是濕地系統(tǒng)水量平衡的重要支出項(xiàng)[3-4]，加之根系層土壤底部界面的水分滲漏和補(bǔ)給，直接決定了濕地生態(tài)系統(tǒng)水分的補(bǔ)排狀況和季節(jié)動(dòng)態(tài). 因此，量化濕地水分補(bǔ)排關(guān)系，加強(qiáng)對(duì)濕地水分的來源構(gòu)成、排泄去向和界面轉(zhuǎn)化的認(rèn)識(shí)，對(duì)于深入理解鄱陽湖濕地生態(tài)系統(tǒng)的結(jié)構(gòu)和功能有重要意義.

本文選取鄱陽湖吳城自然保護(hù)區(qū)內(nèi)的一處典型洲灘濕地作為研究區(qū)，利用HYDRUS-1D軟件，構(gòu)建濕地GSPAC系統(tǒng)水分垂向一維運(yùn)移模型. HYDRUS-1D是由美國(guó)鹽土實(shí)驗(yàn)室開發(fā)的一款用于模擬變飽和介質(zhì)土壤水分運(yùn)移過程的軟件[24]，已經(jīng)被廣泛應(yīng)用于農(nóng)田和濕地系統(tǒng)界面水分過程的研究[25-31]. 本文通過數(shù)值模擬法，定量分析濕地出露條件下單一植被群落覆蓋區(qū)的水分垂向補(bǔ)排過程，主要探究大氣-植物、大氣-土壤、植物根系層界面水分運(yùn)移規(guī)律和根系層土壤水分均衡情況，揭示鄱陽湖不同水文時(shí)段(枯、漲、豐、退水期)濕地土壤水分的補(bǔ)給來源及排泄途徑，為全面定量分析鄱陽湖典型濕地水分補(bǔ)排過程和認(rèn)識(shí)GSPAC系統(tǒng)中“五水”水分垂向交換過程提供數(shù)據(jù)支撐，為未來水文氣象情勢(shì)下濕地水分補(bǔ)排過程動(dòng)態(tài)變化的預(yù)測(cè)提供一定的科學(xué)依據(jù).

1 試驗(yàn)區(qū)及野外數(shù)據(jù)觀測(cè)

1.1 試驗(yàn)區(qū)概況

試驗(yàn)區(qū)(29°14′34″N，116°0′11″E)位于江西省永修縣吳城鎮(zhèn)以北的吳城國(guó)家自然保護(hù)區(qū)境內(nèi)，地處贛江主支與修河交匯后的入湖三角洲，是鄱陽湖典型的洲灘濕地(圖1). 試驗(yàn)區(qū)土壤主要是粉砂土，屬于亞熱帶季風(fēng)氣候，多年平均降水量達(dá)到1400 mm，主要集中在4-6月，約占全年總雨量的47%；多年平均蒸發(fā)量為1003 mm，7-10月蒸發(fā)最強(qiáng)，約占全年蒸發(fā)量的50%. 年內(nèi)水位季節(jié)性波動(dòng)顯著，地下水位埋深變化范圍為0～8 m，最低水位出現(xiàn)在1月，最高水位出現(xiàn)在7-8月，地下水位可出露地表，此時(shí)地面受湖水上漲而淹沒，9月之后湖水位消退，洲灘逐漸出露. 季節(jié)性干濕交替形成了發(fā)育典型的洲灘植被，蘆葦群落位于中高位灘地，長(zhǎng)勢(shì)良好，一般4月開始萌發(fā)，7-8月為生長(zhǎng)旺盛期，群落覆蓋度在90%以上.

圖1 試驗(yàn)區(qū)地理位置Fig.1 Location of the study area

圖2 試驗(yàn)區(qū)聯(lián)合觀測(cè)系統(tǒng)布設(shè)Fig.2 Joint observation system at the study area

1.2 觀測(cè)方法與數(shù)據(jù)獲取

試驗(yàn)區(qū)開展水文-氣象要素聯(lián)合監(jiān)測(cè)(圖2)，布設(shè)了地下水位觀測(cè)井(井深15 m，地下水壓力傳感器DQC001距地表12.6 m)、3組土壤含水量傳感器MP406(地面以下10、50和100 cm)和1個(gè)微氣象觀測(cè)系統(tǒng)LSI-LASTEM(監(jiān)測(cè)太陽輻射、氣溫、濕度、降雨等數(shù)據(jù))，數(shù)據(jù)均自動(dòng)觀測(cè)，記錄頻率為1 h. 此外，開展月度的人工植被調(diào)查(植物均高、根系長(zhǎng)度等)和葉面積指數(shù)測(cè)量(LAI-2200冠層分析儀測(cè)量)，同時(shí)采集原狀土測(cè)定土壤機(jī)械組成及脫濕曲線，為數(shù)值模型的構(gòu)建提供數(shù)據(jù)支撐.

2 典型濕地GSPAC系統(tǒng)水分垂向運(yùn)移模型的構(gòu)建

2.1 模型概化

圖3 濕地GSPAC系統(tǒng)水分垂向運(yùn)移概念模型Fig.3 Conceptual model of water vertical movement in wetland GSPAC system

試驗(yàn)區(qū)土質(zhì)以粉砂土為主，滲透性較強(qiáng)，不易產(chǎn)生壤中流，加之地面坡降小于2%，在試驗(yàn)區(qū)保持出露時(shí)，非飽和層土壤水分以垂向運(yùn)動(dòng)為主，地下飽和含水層的側(cè)向徑流亦微弱，因此模型主要考慮典型濕地出露條件下的GSPAC系統(tǒng)垂向一維的水分交換，概念模型如圖3.

濕地出露條件下根系層土壤水均衡方程為：

Rin+G-D-Ea-Ta=ΔW

(1)

式中，Rin為降水入滲量(mm)；G為根系層以下水分的向上補(bǔ)給量(mm)；D為根系層水分的深層滲漏量(mm)；Ea為土面蒸發(fā)量(mm)；Ta為植物蒸騰量(mm)；ΔW為土壤水儲(chǔ)量變化(mm).

2.2 數(shù)值模型的構(gòu)建

本文利用HYDRUS-1D軟件構(gòu)建濕地GSPAC系統(tǒng)水分垂向運(yùn)移數(shù)值模型，主要結(jié)構(gòu)由土壤水運(yùn)動(dòng)模塊、根系吸水模塊和蒸散模塊組成. 邊界條件的輸入數(shù)據(jù)包括降雨、太陽輻射、氣溫、濕度等氣象數(shù)據(jù)和地下水埋深數(shù)據(jù)，初始條件輸入數(shù)據(jù)為初始時(shí)刻的土壤含水量，植物生長(zhǎng)數(shù)據(jù)包括葉面積指數(shù)LAI、株高、根系最大深度和根系密度分布函數(shù). 模型參數(shù)主要有土壤水分動(dòng)力學(xué)參數(shù)(殘余含水量θr、飽和含水量θs、土壤水滯留系數(shù)α、n和飽和滲透系數(shù)Ks)及根系吸水參數(shù)(蒸騰速率減半時(shí)土壤負(fù)壓h50和蒸騰速率隨負(fù)壓增加下降坡度p).

本文利用HYDRUS-1D軟件構(gòu)建模型，將模擬的土壤含水量與實(shí)測(cè)值進(jìn)行擬合，從而對(duì)模型參數(shù)進(jìn)行率定，使構(gòu)建的模型能夠還原試驗(yàn)區(qū)真實(shí)的水分垂向運(yùn)移過程，進(jìn)而利用模型模擬濕地實(shí)際降雨入滲量、土面蒸發(fā)和植物蒸騰量、根系層底部水分滲漏和向上補(bǔ)給交換量等難以連續(xù)觀測(cè)的界面水分通量.

2.2.1 模型原理與數(shù)學(xué)描述 土壤水運(yùn)動(dòng)模塊可數(shù)值解析變飽和介質(zhì)中垂向一維水流運(yùn)動(dòng)，使用一維Richards方程描述[32]：

(2)

式中，θ為土壤體積含水量(cm3/cm3)；h為負(fù)壓水頭(cm)；K(θ)為非飽和滲透系數(shù)(cm/d)；z為垂直方向土壤深度(cm)；S(z,t)為根系吸水速率(cm3/(cm3·d)).

非飽和滲透系數(shù)K(θ)和土壤水分特征曲線的經(jīng)驗(yàn)公式采用van-Genuchten模型描述[34]：

(3)

(4)

(5)

式中，n、m為經(jīng)驗(yàn)擬合參數(shù)，其中m=1-1/n；Se為土壤有效水含量.

根系吸水速率S(z,t)，即植物根系在單位時(shí)間內(nèi)從單位體積土壤中吸收的水分體積，通過根系吸水模塊進(jìn)行數(shù)值解析，采用Feddes模型[33]：

(6)

式中，Tp為潛在蒸騰速率(cm/d)；r(z)為根系吸水分布函數(shù)(cm-1)；α(h)為水分脅迫函數(shù)(0≤α≤1)，采用S-Shaped模型描述[34]：

(7)

蒸散發(fā)模塊可數(shù)值解析蒸散發(fā)ETp，利用氣象條件根據(jù)FAO推薦的Penman-Monteith方程確定，潛在蒸騰Tp和潛在蒸發(fā)Ep根據(jù)Beer’s公式，利用葉面積指數(shù)LAI和消光系數(shù)k進(jìn)行分割[35]. 消光系數(shù)與植被種類、群體結(jié)構(gòu)和葉面積指數(shù)大小有關(guān)，從萌芽期到成熟期逐漸減小，本文消光系數(shù)取值根據(jù)賈慶宇等測(cè)定的濕地蘆葦群落不同生長(zhǎng)階段k值結(jié)果[36]，取其平均值0.39，這與已有文獻(xiàn)中[37-39]關(guān)于濕地草甸區(qū)消光系數(shù)的取值范圍0.25～0.78相吻合，適用于鄱陽湖濕地蘆葦群落的蒸散分割.

2.2.2 邊界條件和初始條件 上邊界選在地表，給定大氣邊界，接受降水入滲和蒸散發(fā)消耗. 下邊界選模擬期內(nèi)最深潛水位以下，即地面以下8 m，給定變壓力水頭邊界. 初始條件給定模擬初期土壤含水量的垂向分布.2.2.3 輸入數(shù)據(jù) 上邊界的降雨量和下邊界的地下水壓力水頭數(shù)據(jù)(圖4、5)通過監(jiān)測(cè)系統(tǒng)自動(dòng)獲取，上邊界的蒸散發(fā)量利用模型根據(jù)太陽輻射、氣溫、濕度等氣象數(shù)據(jù)(圖5)、植物生長(zhǎng)數(shù)據(jù)和根系吸水?dāng)?shù)據(jù)可計(jì)算得到.

圖4 地下水位埋深日變化Fig.4 Diurnal variation of the groundwater depth

2012年12月-2013年11月期間，年降雨量為1718 mm，主要集中在4-6月，占年總量的66%；年太陽輻射總量為3836.92 MJ/m2，7-8月太陽輻射量最大，達(dá)到979.11 MJ/m2；氣溫年內(nèi)呈單峰型變化，日平均氣溫的最高值出現(xiàn)在7月，最低值出現(xiàn)在1月；濕度在54.3%～98.7%范圍內(nèi)變化.

植物生長(zhǎng)數(shù)據(jù)包括反照率(默認(rèn)值0.23)、葉面積指數(shù)和平均株高，根據(jù)野外測(cè)定值輸入，葉面積指數(shù)和平均株高分別在1.62～5.37和39～196 cm范圍內(nèi)，7-8月達(dá)到最大，12月至次年2月最小.

圖5 降雨、太陽輻射、氣溫和濕度等氣象數(shù)據(jù)的日變化Fig.5 Diurnal variations of rainfall, solar radiation, temperature and humidity

根系吸水深度為80 cm，總根長(zhǎng)LR為6217 cm，根系吸水密度函數(shù)r(z)根據(jù)不同深度的根系分布密度采用分段函數(shù)描述為：

(8)

2.2.4 模型參數(shù) 模型中的土壤水分動(dòng)力學(xué)參數(shù)包括土壤水分特征曲線van-Genuchten模型中的θr、θs、α、n以及Ks. 本文首先在野外間隔20 cm分層采集原狀土(0～120 cm)，室內(nèi)進(jìn)行土壤機(jī)械組成分析和土壤水分脫濕實(shí)驗(yàn)，結(jié)果表明根系層土壤質(zhì)地均為粉砂土(表1)，但脫濕條件下0～20 cm和20～80 cm深度處的土壤水分特征曲線形態(tài)存在明顯差異(圖6)，說明土壤表層和根系層深部的土壤水分動(dòng)力學(xué)參數(shù)存在較強(qiáng)的垂向異質(zhì)性，因此本文將根系層土壤分成0～20和20～80 cm兩層，根系層以下80～800 cm分為第3層.

表1 土壤機(jī)械組成和容重

Tab.1 Soil texture composition and bulk density data

土壤分層土壤深度/cm砂/%粉砂/%黏土/%干容重/(g/cm3)土壤質(zhì)地10～2013．676．011．41．35粉砂土220～8023．164．312．51．24粉砂土380～80017．768．413．91．40粉砂土

圖6 脫濕條件下土壤水分特征曲線Fig.6 The soil water characteristic curves in dehumidification experiments

土壤水分動(dòng)力學(xué)參數(shù)初始值根據(jù)土壤機(jī)械組成利用HYDRUS-1D自帶的人工神經(jīng)網(wǎng)絡(luò)模型獲取[40]，l為孔隙彎曲度(一般取0.5)[41](表2). 根系吸水參數(shù)h50和p的取值依據(jù)已有文獻(xiàn)[42]分別賦予-2456 cm和3. 上述估計(jì)的模型參數(shù)初始值，依據(jù)野外實(shí)測(cè)的土壤含水量數(shù)據(jù)，在模型率定階段采用Marquardt-Levenberg反演法展開進(jìn)一步優(yōu)化[41]，實(shí)現(xiàn)模擬結(jié)果最大程度地接近實(shí)測(cè)結(jié)果，從而確定試驗(yàn)區(qū)土壤水分動(dòng)力學(xué)參數(shù)及根系吸水參數(shù).

在模型率定以前，先進(jìn)行參數(shù)敏感性分析，辨明影響土壤水分動(dòng)態(tài)變化的敏感參數(shù)，指導(dǎo)重點(diǎn)調(diào)參，本文應(yīng)用單因素敏感性分析法，逐一將每個(gè)參數(shù)分別增加和減少10%，計(jì)算敏感系數(shù)Ai(公式(9))，敏感系數(shù)的絕對(duì)值越大，表示對(duì)應(yīng)的輸入?yún)?shù)xi對(duì)目標(biāo)函數(shù)y的影響程度越大[43].

表2 土壤水分動(dòng)力學(xué)參數(shù)初始值

Tab.2 The initial values of soil hydrodynamic parameters

土壤深度/cmθr/(cm3/cm3)θs/(cm3/cm3)α/cm-1nKs/(cm/d)l0～200．0590．4570．0051．68928．520．520～800．0560．4310．0041．70228．200．580～8000．0610．4400．0051．69223．350．5

(9)

式中，Δy/y為目標(biāo)函數(shù)值變化百分比；Δxi/xi是第i個(gè)參數(shù)值變化百分比.

本文分析3項(xiàng)目標(biāo)函數(shù)，分別為10、50和100 cm土層深度的土壤體積含水量θ10、θ50和θ100，考慮20個(gè)模型輸入?yún)?shù)xi(表3)，進(jìn)行參數(shù)敏感性分析，以此提高模型率定的效率及精度.

2.3 模型率定

模型率定期為2012年12月1日-2013年11月30日，時(shí)間步長(zhǎng)為天. 利用實(shí)測(cè)的10、50、100 cm處的土壤含水量數(shù)據(jù)，對(duì)初始模型參數(shù)進(jìn)行優(yōu)化[24]. 擬合效果采用均方根誤差(RMSE)、相對(duì)誤差(RE)和相關(guān)系數(shù)(R)定量評(píng)價(jià)：

表3 敏感性分析的輸入?yún)?shù)

Tab.3 The input parameters for sensitivity analysis

輸入?yún)?shù)土層殘余含水量飽和含水量空氣進(jìn)氣值倒數(shù)孔徑指數(shù)飽和導(dǎo)水率孔隙彎曲度土壤動(dòng)力學(xué)參數(shù)0～20cmθr1θs1α1n1Ks1l120～80cmθr2θs2α2n2Ks2l280～800cmθr3θs3α3n3Ks3l3根系吸水參數(shù)蒸騰速率減半時(shí)土壤負(fù)壓h50蒸騰速率隨負(fù)壓增加下降坡度p

(10)

(11)

(12)

3 結(jié)果與分析

3.1 土壤含水量的參數(shù)敏感性分析

按敏感系數(shù)的絕對(duì)值由大到小依次排序，列出了土壤含水量θ10、θ50、θ100的10個(gè)輸入?yún)?shù)(表4，其余參數(shù)敏感系數(shù)絕對(duì)值小于0.05).

表4 土壤含水量的敏感輸入?yún)?shù)*

Tab.4 Sensitive input soil parameters of soil moisture content

θ10的輸入?yún)?shù)θ10的敏感系數(shù)θ50的輸入?yún)?shù)θ50的敏感系數(shù)θ100的輸入?yún)?shù)θ100的敏感系數(shù)n1-1．47n2-2．22n3-1．44θs10．93θs20．49θs30．71α20．46α2-0．45α3-0．57n2-0．38n30．37Ks30．21α1-0．19θs1-0．19n20．11Ks2-0．10n1-0．18α20．07θs2-0．08θr20．09θr30．07n30．04α3-0．08θs2-0．03θr10．03h50-0．07h50-0．02h50-0．03θs3-0．07θs1-0．01

若敏感系數(shù)>0.2時(shí)，認(rèn)為該xi是土壤含水量的敏感參數(shù)[43]. 表層土壤含水量θ10的敏感參數(shù)包括n1、θs1、α2和n2，其中n1是最主要的影響參數(shù)，其次為θs1、α2和n2，當(dāng)上述參數(shù)變化10%時(shí)，土壤含水量相應(yīng)變幅分別為14.7%、9.3%、4.6%和3.8%；根系層中部土壤含水量θ50的敏感參數(shù)按影響程度由大到小依次為n2、θs2、α2和n3，當(dāng)參數(shù)變化10%，土壤含水量分別變化22.2%、4.9%、4.5%和3.7%；根系層底部土壤含水量θ100的敏感參數(shù)包括n3、θs3、α3和Ks3，各參數(shù)變化10%時(shí)，土壤含水量分別變化14.4%、7.1%、5.7%和2.1%.

總體來說，土壤含水量對(duì)根系吸水參數(shù)(p和h50)變化的響應(yīng)并不敏感，當(dāng)根系吸水參數(shù)變化10%時(shí)，土壤含水量的變幅小于0.7%，土壤水分動(dòng)力學(xué)參數(shù)是其主要影響參數(shù)，不同深度處的土壤含水量θ受n的影響最大，其次是θs、α和Ks. 因此，在模型率定階段，優(yōu)先著重對(duì)n、θs、α和Ks進(jìn)行調(diào)參.

3.2 模型率定結(jié)果

模型率定后的土壤水分動(dòng)力學(xué)參數(shù)見表5，試驗(yàn)區(qū)以粉砂土為主，與美國(guó)農(nóng)業(yè)部給出的相應(yīng)土質(zhì)參數(shù)參考范圍基本一致[44].

表5 模型率定后的土壤水分動(dòng)力學(xué)參數(shù)取值

Tab.5 Calibrated values of soil hydraulic parameters

土壤深度/cmθr/(cm3/cm3)θs/(cm3/cm3)α/cm-1NKs/(cm/d)L0～200．0340．460．0081．081020．520～800．0340．460．0051．14800．580～8000．0340．460．0091．08450．5

研究區(qū)土壤含水量的變化范圍為0.30～0.48，模型率定時(shí)段內(nèi)土壤含水量的模擬值與實(shí)測(cè)值的變化趨勢(shì)一致(圖7)，實(shí)測(cè)值與模擬值的差值不足0.055. 該差異主要是由模型輸入數(shù)據(jù)的不確定性造成的. 此外，觀測(cè)數(shù)據(jù)也會(huì)帶有一定的誤差. 總體說來，模擬的土壤含水量能很好地體現(xiàn)實(shí)測(cè)含水量的變化過程，尤其是模擬出了秋季退水后土壤含水量的緩慢下降，再現(xiàn)了土壤水分的季節(jié)動(dòng)態(tài). 個(gè)別時(shí)段波動(dòng)幅度較大主要是因?yàn)槟Ｐ图僭O(shè)降水落到地面后很快進(jìn)入土壤，以垂向運(yùn)移為主，因此土壤含水量模擬值對(duì)日降水的響應(yīng)尤為敏感，表現(xiàn)出明顯的波動(dòng)性，而實(shí)際土壤水分由于植物冠層的截留及地表枯枝落葉層的滯留作用，土壤水分變化較為平緩.

圖7 土壤含水量模擬值與實(shí)測(cè)值的對(duì)比Fig.7 Comparison of observed and simulated soil water contents

采用不同的統(tǒng)計(jì)指標(biāo)對(duì)模型的模擬精度進(jìn)行評(píng)價(jià)(表6)，RMSE的變化范圍為0.03～0.04 cm3/cm3，RE的變化范圍為0～2%，相關(guān)系數(shù)R的變化范圍為0.82～0.92，結(jié)果顯示率定期土壤含水量的模擬值與實(shí)測(cè)值的擬合效果良好，模型對(duì)長(zhǎng)序列土壤含水量變化具有很好的模擬效果.

表6 土壤含水量模擬值與實(shí)測(cè)值擬合效果統(tǒng)計(jì)值

Tab.6 Assessment of observed and simulated soil water content

驗(yàn)證目標(biāo)率定期RMSE/(cm3/cm3)RER表層土壤含水量θ100．03-0．000．82根系層中部土壤含水量θ500．03-0．020．84根系層底部土壤含水量θ1000．04-0．020．92

3.3 GSPAC系統(tǒng)界面水分運(yùn)移規(guī)律分析

利用構(gòu)建的鄱陽湖典型濕地GSPAC系統(tǒng)水分垂向運(yùn)移模型，定量分析GSPAC系統(tǒng)界面水分通量的組成和季節(jié)變化(圖8)，包括Rin、Ea、Ta、G和D在日、月尺度的變化值及其占年總量的比例(表7).

圖8 濕地GSPAC界面的日水分通量變化 Fig.8 Diurnal variation of water fluxes in wetland GSPAC interfaces

(1)大氣-植物界面水分通量

大氣-植物界面的水分通量為植物蒸騰. 鄱陽湖濕地蒸散發(fā)包括土面蒸發(fā)和植物蒸騰，以植物蒸騰為主，年蒸騰總量為926 mm，是土面蒸發(fā)(176 mm)的5.3倍. 植物蒸騰年內(nèi)變化呈單峰型，與蘆葦群落生長(zhǎng)過程保持一致，峰值出現(xiàn)在蘆葦群落生長(zhǎng)旺盛期7-8月，該時(shí)段累積蒸騰量為430 mm，占年總量的47%，蘆葦群落枯萎期12-2月蒸騰量最小，月蒸騰量均小于20 mm/月.

(2)大氣-土壤界面水分通量

大氣-土壤界面的水分通量為降雨入滲和土面蒸發(fā). 年降雨量(1718 mm)部分因地面徑流消耗，其余均入滲，年降雨入滲總量為1450 mm，有明顯的季節(jié)性差異，雨季4-6月的降水入滲量為937 mm，占年總量的65%. 土面蒸發(fā)量全年僅為176 mm，季節(jié)性差異并不明顯，夏季7-8月蒸發(fā)量較大(25～28 mm/月)，冬季12至次年2月蒸發(fā)量較小(6～9 mm/月).

(3)根系層底部界面水分通量

根系層底部界面存在根系層土壤與根系層以下深層土壤之間的水分交換，負(fù)值代表根系層水分深層滲漏，補(bǔ)給深層土壤水，正值代表深層土壤水對(duì)根系層土壤的向上補(bǔ)給. 鄱陽湖濕地蘆葦群落根系層底部界面的水分向上運(yùn)移的年補(bǔ)給量為609 mm，主要發(fā)生在蒸散發(fā)作用強(qiáng)烈和地下水淺埋的時(shí)段，如氣候炎熱、植物生長(zhǎng)旺盛且高水位的6-8月，該時(shí)段的累積向上補(bǔ)給總量為465 mm，占年總補(bǔ)給量的76%. 而根系層水分的年深層滲漏總量為1053 mm，主要發(fā)生在強(qiáng)降雨的4-6月，該時(shí)段的累積滲漏總量(762 mm)占全年滲漏總量的73%.

(4)根系層土壤水分變化

根系層土壤受上下界面水分交換過程的影響，儲(chǔ)水量不斷變化，負(fù)值表示根系層土壤水分消耗，正值表示水分累積. 根系層土壤水分在2、5、11月(14.3～20.8 mm)明顯累積，4月略有增加(8.2 mm)，其余月份水分均消耗(-8.6～-21.4 mm)，處于虧損狀態(tài)，尤其是7月(-29.5 mm)和8月(-42.2 mm).

表7 GSPAC系統(tǒng)界面的月水分通量變化

Tab.7 Monthly variation of water fluxes in GSPAC system

水文年月份月水分通量/(mm/月)月水分通量比例/%RinGEaTaDRinGEaTaD201212108381710170521020131114918511520258168324031331437163910610194104215161158153153661553566012116271251071326636610610133338251761432744269252774134414304849902815303151617094324166003496010018202000311201157111527642931

3.4 土壤水分補(bǔ)排過程分析

湖泊水情的改變是引起濕地土壤水分補(bǔ)排過程動(dòng)態(tài)變化的主導(dǎo)因子，根據(jù)鄱陽湖近30年的水位變化規(guī)律，將12月至翌年3月劃分為枯水期，4-6月為漲水期，7-9月為豐水期，10-11月為退水期[45]. 本文采用2012年12月-2013年11月的模型水均衡計(jì)算結(jié)果(表8)及各補(bǔ)給項(xiàng)和排泄項(xiàng)占不同時(shí)期的補(bǔ)給總量和排泄總量的比例(圖9)，定量分析鄱陽湖枯、漲、豐、退水期4個(gè)時(shí)段的濕地土壤水分補(bǔ)排過程.

整體來看，鄱陽湖濕地根系層土壤水分主要補(bǔ)給來源為降水和深層土壤水分的向上補(bǔ)給，其中降水是主要補(bǔ)給源，年降水入滲量(1450 mm)是根系層以下深層土壤水補(bǔ)給量(609 mm)的2.4倍，蒸散發(fā)和滲漏是根系層土壤水的主要排泄途徑，根系層土壤水量平衡以虧損為主，年虧損量為87 mm. 濕地水分的補(bǔ)排關(guān)系受氣象因素、地下水位高低以及植物生長(zhǎng)的影響，表現(xiàn)出顯著的季節(jié)性動(dòng)態(tài)，具體分析如下：

表8 不同水文時(shí)段根系層水均衡情況

Tab.8 Water balance of root zones in different water level stages

水文時(shí)段補(bǔ)給來源排泄途徑Rin/mmG/mmEa/mmTa/mmD/mmΔW/mmAE?/mm枯水期(123月)32015-39-82-244-273漲水期(46月)937182-33-307-762204豐水期(79月)136383-69-490-41-765退水期(1011月)5729-35-47-6-4-3年總量1450609-176-926-1053-879

AE*表示水量平衡絕對(duì)誤差.

圖9 不同水文時(shí)段根系層土壤水的補(bǔ)排關(guān)系Fig.9 Supply and drainage relationships of root zone in different water level stages

在枯水期(12-3月)，地下水位埋深大于6 m，根系層以下水分的向上補(bǔ)給可忽略，大氣降水為唯一補(bǔ)給來源，補(bǔ)給量為320 mm，占所有補(bǔ)給來源的95%. 該時(shí)段植物枯萎死亡，蒸散發(fā)作用微弱，植物蒸騰和土面蒸發(fā)分別占排泄總量的22%和11%. 深層滲漏為根系層土壤水分主要排泄途徑，排泄量為244 mm，占總排泄量的67%. 該時(shí)段土壤水分虧損，土壤水儲(chǔ)量減少27 mm.

在漲水期(4-6月)，正值雨季，降水是濕地土壤水分的主要補(bǔ)給來源，降水入滲量為937 mm，占總補(bǔ)給來源的84%. 由于地下水位的上升(2～6 m)，深層土壤水對(duì)根系層土壤存在明顯的向上補(bǔ)給，補(bǔ)給量為182 mm，占補(bǔ)給總量的16%. 該階段根系層土壤水分排泄以根系層水分滲漏為主，滲漏量為762 mm，占排泄總量的69%. 該時(shí)段處于植物生長(zhǎng)初期，蒸騰耗水較小，加之雨期土面蒸發(fā)微弱，蒸散發(fā)僅占總排泄量的31%. 該時(shí)段土壤水分積累，根系層土壤水儲(chǔ)量增加20 mm.

在豐水期(7-9月)，鄱陽湖集中降雨期基本結(jié)束，且地下水位大幅上升，深層土壤水補(bǔ)給成為根系層土壤水分的主要補(bǔ)給來源，補(bǔ)給量為383 mm，占補(bǔ)給總量的74%. 該時(shí)段是鄱陽湖全年氣溫最高、日照最強(qiáng)的時(shí)期，加之植物處于生長(zhǎng)旺盛期，植物蒸騰耗水是土壤水分的主要排泄途徑，蒸騰量為490 mm，占總排泄量的82%；而土面蒸發(fā)和根系層水分滲漏較少，分別占總排泄量的11%和7%. 該時(shí)段根系層土壤水儲(chǔ)量虧損76 mm.

在退水期(10-11月)，地下水位下降至4 m以下，根系層以下水分對(duì)根系層土壤水的補(bǔ)給較豐水期減少，占補(bǔ)給總量的34%，而降水入滲成為土壤水分最主要的補(bǔ)給來源，占補(bǔ)給總量的66%. 同時(shí)，蒸散發(fā)作用仍是該時(shí)段土壤水分的主要排泄途徑，占總排泄的93%. 該時(shí)段根系層土壤水量平衡基本維持穩(wěn)定，土壤水分儲(chǔ)量?jī)H減小4 mm.

4 討論

濕地生態(tài)系統(tǒng)以水分作為物質(zhì)和能量遷移轉(zhuǎn)換的主要媒介，其運(yùn)移過程不僅影響土壤物化性質(zhì)及營(yíng)養(yǎng)環(huán)境，還決定濕地物種的萌發(fā)、生長(zhǎng)與演替，主導(dǎo)了濕地生態(tài)系統(tǒng)的形成與演變，是濕地生態(tài)水文研究的熱點(diǎn)問題. 濕地位于水陸過渡帶，水分運(yùn)移過程的影響因素眾多，作用機(jī)理復(fù)雜，劉昌明院士曾指出，研究水分轉(zhuǎn)化機(jī)制必須從水分流通的各個(gè)界面入手[46]，然而，以往國(guó)內(nèi)外學(xué)者主要研究濕地關(guān)鍵水文要素的時(shí)空變化，從界面過程角度探求濕地水分在地下水含水層-土壤-植物-大氣連續(xù)體的動(dòng)態(tài)變化和補(bǔ)排關(guān)系仍鮮見報(bào)道.

本文運(yùn)用數(shù)值模擬法探究了鄱陽湖典型洲灘濕地生態(tài)系統(tǒng)水分在不同界面的傳輸過程，發(fā)現(xiàn)鄱陽湖濕地界面水分通量具有明顯的季節(jié)性差異，其中大氣-土壤界面的降雨入滲量及根系層底部界面的水分滲漏量均對(duì)降雨變化的響應(yīng)十分敏感，主要集中在4-6月，這與其他濕地和農(nóng)田系統(tǒng)水分入滲的研究結(jié)果相一致，降雨入滲量和深層滲漏量與降雨量高度關(guān)聯(lián)，隨降雨量的增加而呈現(xiàn)升高趨勢(shì)[30, 47-50]. 大氣-植物界面的植物蒸騰量峰值出現(xiàn)在7-8月，主要原因是該時(shí)段植物生長(zhǎng)旺盛且氣候炎熱，國(guó)內(nèi)外學(xué)者對(duì)植物蒸騰研究過程中也發(fā)現(xiàn)類似規(guī)律，植物蒸騰明顯受植物生長(zhǎng)進(jìn)程和氣候條件的影響. 森林系統(tǒng)中，沒有明顯的生長(zhǎng)季和非生長(zhǎng)季之分，月蒸騰量變化趨勢(shì)受氣溫影響，變幅較小[51-54]；而濕地系統(tǒng)與之不同，植被季相差異顯著，在植被萌發(fā)、成熟、衰亡各階段，植物蒸騰變幅明顯[55-58]，例如三江平原典型沼澤濕地草甸植物蒸騰量從5月起隨著植被的萌發(fā)生長(zhǎng)而不斷增加，7-8月氣候炎熱且植被成熟時(shí)段蒸騰量最大，9月植被進(jìn)入凋萎期，蒸騰量不斷下降；農(nóng)田系統(tǒng)的植物蒸騰也明顯與氣候條件和作物生長(zhǎng)有關(guān)[59-60]. 此外，以往濕地水分補(bǔ)給來源普遍考慮降水和地表水，濕地地下界面水分交換過程由于觀測(cè)困難而認(rèn)識(shí)較少，在模擬研究中也往往概化為自由排水邊界，不考慮深層土壤水的向上補(bǔ)給，但實(shí)際上，當(dāng)表層土壤缺水且地下水淺埋時(shí)深層土壤水是表層土壤水分的主要補(bǔ)給來源之一[3-5, 61]. 如我國(guó)西北干旱-半干旱區(qū)的塔里木河和黑河下游濕地的地下水位下降直接減少了對(duì)包氣帶土壤水分的補(bǔ)給[62-63]，本研究也發(fā)現(xiàn)鄱陽湖濕地蘆葦群落區(qū)7-9月的根系層土壤水分補(bǔ)給來源以深層土壤水為主，達(dá)到383 mm，是降水補(bǔ)給的2.8倍，全年根系層以下的深層土壤水補(bǔ)給量達(dá)到609 mm，占年水分補(bǔ)給總量的30%. 基于以上，可知濕地土壤水分主要補(bǔ)給來源(降雨入滲和深層土壤水)和排泄途徑(植物蒸騰和水分滲漏)季節(jié)性變化的主導(dǎo)影響因子，結(jié)合近幾年鄱陽湖濕地氣候、水位波動(dòng)情勢(shì)的變化，可以預(yù)測(cè)濕地水分補(bǔ)排關(guān)系的變化，如湖水位的持續(xù)下降將顯著減少深層土壤水向上補(bǔ)給，降雨量的減少則直接削減降雨入滲補(bǔ)給，導(dǎo)致根區(qū)土壤水分缺失，可能造成濕生植物向旱生植物演替，出現(xiàn)濕地萎縮，本文為水情變化條件下的植被響應(yīng)機(jī)制的研究奠定了基礎(chǔ).

濕地降水-地表水-土壤水-植物水-地下水聯(lián)系緊密，水分運(yùn)移過程復(fù)雜，本文僅對(duì)濕地出露條件下蘆葦群落覆蓋區(qū)的水分運(yùn)移展開模擬研究，概化為垂向一維問題. 但鑒于濕地水分運(yùn)移具有明顯區(qū)域性，例如濕地草甸分布在季節(jié)性積水區(qū)域，蒸散除土面蒸發(fā)和植物蒸騰外，還有水面蒸發(fā)，補(bǔ)給來源不僅有降水和深層土壤水，還接受地表水補(bǔ)給，水分補(bǔ)排過程并不相同，如何克服水文及植物空間分布的不均勻性，使現(xiàn)行的水分運(yùn)移研究由點(diǎn)擴(kuò)展到面尺度是一個(gè)尚待解決的難題.

5 結(jié)論

本文利用HYDRUS-1D軟件，模擬分析了鄱陽湖典型濕地蘆葦群落區(qū)大氣-植物、大氣-土壤和植物根系層等界面的水分垂向轉(zhuǎn)化，主要得出以下結(jié)論：(1)濕地植物根系層土壤水分的主要來源為降水和深層土壤水，年補(bǔ)給量達(dá)到1450和609 mm，主要排泄途徑為根系層水分滲漏(1053 mm)、植物蒸騰(926 mm)和土面蒸發(fā)(176 mm)；(2)濕地土壤水分補(bǔ)排關(guān)系受氣候、水位波動(dòng)和植被生長(zhǎng)特征等多因素影響，其中降雨入滲補(bǔ)給和根系層水分滲漏排泄對(duì)降雨響應(yīng)敏感，主要集中在4-6月，分別占年總量的65%和73%. 土面蒸發(fā)和植物蒸騰主要受氣候及植被生長(zhǎng)進(jìn)程的影響，集中在7-8月，分別占年總量的30%和47%. 深層土壤向淺層根系層的水分補(bǔ)給集中在氣候炎熱且地下水淺埋時(shí)段6-8月，占年總量的76%；(3)受鄱陽湖水位季節(jié)性波動(dòng)的顯著影響，不同水文時(shí)段的根系層水分補(bǔ)排關(guān)系不同. 漲水期(4-6月)和枯水期(12月至次年3月)，降雨入滲是根系層土壤的主要水分補(bǔ)給來源，主要排泄為根系層水分滲漏. 豐水期(7-9月)，深層土壤水是主要補(bǔ)給，植物蒸騰是主要排泄項(xiàng). 退水期(10-11月)，降水入滲為主要補(bǔ)給，土面蒸發(fā)與植物蒸騰為主要排泄項(xiàng).

本文克服了濕地復(fù)雜生境結(jié)構(gòu)導(dǎo)致濕地土壤水、地下水及植物水(植被蒸騰)之間水量交換數(shù)據(jù)連續(xù)監(jiān)測(cè)的困難，通過數(shù)值模擬法量化了不同界面水分通量在日尺度上的連續(xù)動(dòng)態(tài)變化，加強(qiáng)了對(duì)濕地水分的來源構(gòu)成、排泄去向和界面轉(zhuǎn)化的認(rèn)識(shí)，彌補(bǔ)了鄱陽湖濕地地下水含水層-土壤-植物-大氣連續(xù)體水分運(yùn)移過程的系統(tǒng)研究方面的不足，量化了不同水情階段濕地的補(bǔ)排關(guān)系，為濕地生態(tài)系統(tǒng)不同界面水分運(yùn)移規(guī)律的研究提供重要方法和理論參考.

[1] Zhu Haihong, Zhang Ben, Jiang Jiahuetaleds. Lake Poyang. Hefei: University of Science and Technology of China Press, 1997: 170-172. [朱海虹, 張本, 姜加虎等. 中國(guó)湖泊系列研究之鄱陽湖. 合肥: 中國(guó)科學(xué)技術(shù)大學(xué)出版社, 1997: 170-172.]

[2] Deng Wei, Pan Xiangliang, Luan Zhaoqing. Research progress of wetland hydrology.AdvancesinWaterScience, 2003, 14(4): 521-527. [鄧偉, 潘響亮, 欒兆擎. 濕地水文學(xué)研究進(jìn)展. 水科學(xué)進(jìn)展, 2003, 14(4): 521-527.]

[3] Yang Jianfeng, Li Baoqing. Preliminary study on the effect of shallow groundwater area diving on SPAC.JournalofHydraulicEngineering, 1999, (7): 27-32. [楊建鋒, 李寶慶. 淺地下水埋深區(qū)潛水對(duì)SPAC系統(tǒng)作用初步研究. 水利學(xué)報(bào), 1999, (7): 27-32.]

[4] Gong Zhaoning, Gong Huili, Deng Weietal. Review on water movement in Groundwater-Soil-Plant-Atmosphere Continuum under shallow groundwater area.JournalofAgro-EnvironmentScience, 2006, 25 (z1): 365-373. [宮兆寧, 宮輝力, 鄧偉等. 淺埋條件下地下水-土壤-植物-大氣連續(xù)體中水分運(yùn)移研究綜述. 農(nóng)業(yè)環(huán)境科學(xué)學(xué)報(bào), 2006, 25 (z1): 365-373.]

[5] Zhang J, van Heyden J, Bendel Detal. Combination of soil-water balance models and water-table fluctuation methods for evaluation and improvement of groundwater recharge calculations.HydrogeologyJournal, 2011, 19(8): 1487-1502.

[6] Lei Zhidong, Hu Heping, Yang Shixiu. Progress and review of soil water.AdvancesinWaterScience, 1999, 3 (10): 311-318. [雷志棟, 胡和平, 楊詩秀. 土壤水研究進(jìn)展與評(píng)述. 水科學(xué)進(jìn)展, 1999, 3 (10): 311-318.]

[7] Cheng Zhi, Guo Lianghua, Wang Dongqingetal. Research progress of wetland plant diversity in China.WetlandScienceandManagement, 2010, (2): 53-56. [程志, 郭亮華, 王東清等. 我國(guó)濕地植物多樣性研究進(jìn)展. 濕地科學(xué)與管理, 2010, (2): 53-56.]

[8] Cui Baoshan ed. Wetland science. Beijing: Beijing Normal University Press, 2006: 45-55. [崔保山. 濕地學(xué). 北京: 北京師范大學(xué)出版社, 2006: 45-55.]

[9] Crosslé K, Brock MA. How do water regime and clipping influence wetland plant establishment from seed banks and subsequent reproduction.AquaticBotany, 2002, 74(1): 43-56.

[10] Seabloom EW, van der Valk AG, Moloney KA. The role of water depth and soil temperature in determining initial composition of prairie wetland coenoclines.PlantEcology, 1998, 138(2): 203-216.

[11] Fraser LH, Karnezis JP. A comparative assessment of seedling survival and biomass accumulation for fourteen wetland plant species grown under minor water-depth differences.Wetlands, 2005, 25(3): 520-530.

[12] Yu JB, Wang XH, Ning K. Effects of salinity and water depth on germination ofPhragmitesaustralisin coastal wetland of the Yellow River delta.Clean-SoilAirWater, 2012, 40(10): 1154-1158.

[13] Feng Weiwei, Liu Yuanbo. Temporal-spatial characteristics and affecting factors of soil moisture in Lake Poyang watershed from 2003 to 2009.ResourcesandEnvironmentintheYangtze, 2015, (2): 241-250. [馮微微, 劉元波. 2003-2009年鄱陽湖流域土壤水分時(shí)空變化特征及影響因素. 長(zhǎng)江流域資源與環(huán)境, 2015, (2): 241-250.]

[14] Chen Jiansheng, Peng Jing, Zhan Luchengetal. Analysis of the isotope characteristics of river, lake and groundwater in Lake Poyang.WaterResourcesProtection, 2015, (4): 1-7. [陳建生, 彭靖, 詹瀘成等. 鄱陽湖流域河水、湖水及地下水同位素特征分析. 水資源保護(hù), 2015, (4): 1-7.]

[15] Li Yunliang, Zhang Qi, Li Xianghuetal. Response of hydrological effects to climate change in the Lake Poyang watershed.ResourcesandEnvironmentintheYangtze, 2013, 22(10): 1339-1347. [李云良, 張奇, 李相虎等. 鄱陽湖流域水文效應(yīng)對(duì)氣候變化的響應(yīng). 長(zhǎng)江流域資源與環(huán)境, 2013, 22(10): 1339-1347.]

[16] Ye Xuchun, Zhang Qi, Liu Jianetal. Effects of climate change and human activities on runoff variation in Lake Poyang watershed.GlacierPermafrost, 2009, (5): 835-842. [葉許春, 張奇, 劉健等. 氣候變化和人類活動(dòng)對(duì)鄱陽湖流域徑流變化的影響研究. 冰川凍土, 2009, (5): 835-842.]

[17] Tian Peng. Impacts of climate and land use change on runoff, taking the Lake Poyang watershed as an example [Dissertation]. Xi’an: Northwest A & F University, 2012. [田鵬. 氣候與土地利用變化對(duì)徑流的影響研究——以鄱陽湖流域?yàn)槔齕學(xué)位論文]. 西安: 西北農(nóng)林科技大學(xué), 2012.]

[18] Zhou Wenbin, Wan Jinbao, Jiang Jiahu eds. Influence of water level variation of Lake Poyang on its ecosystem. Beijing: Science Press, 2011. [周文斌, 萬金保, 姜加虎. 鄱陽湖江湖水位變化對(duì)其生態(tài)系統(tǒng)影響. 北京: 科學(xué)出版社, 2011.]

[19] Ye Chun, Liu Yuanbo, Zhao Xiaosongetal. Vegetation change of Lake Poyang wetland and its response to water level based on MODIS data.ResourcesandEnvironmentintheYangtze, 2013, 22(6): 705-712. [葉春, 劉元波, 趙曉松等. 基于MODIS的鄱陽湖濕地植被變化及其對(duì)水位的響應(yīng)研究. 長(zhǎng)江流域資源與環(huán)境, 2013, 22(6): 705-712.]

[20] You Hailin, Xu Ligang, Jiang Jiahuetal. Response of root growth of typical wetland plants in Lake Poyang to extreme water regime change.ChineseJournalofEcology, 2013, 32(12): 3125-3130. [游海林, 徐力剛, 姜加虎等. 鄱陽湖典型洲灘濕地植物根系生長(zhǎng)對(duì)極端水情變化的響應(yīng). 生態(tài)學(xué)雜志, 2013, 32(12): 3125-3130.]

[21] Zhang Lili, Yin Junxian, Jiang Yunzhongetal. Relationship between wetland vegetation community and hydrological regime in Lake Poyang nature reserve.AdvancesinWaterScience, 2012, 23(6): 768-775. [張麗麗, 殷峻暹, 蔣云鐘等. 鄱陽湖自然保護(hù)區(qū)濕地植被群落與水文情勢(shì)關(guān)系. 水科學(xué)進(jìn)展, 2012, 23(6): 768-775.]

[22] Hu Zhenpeng, Ge Gang, Liu Chenglinetal. Study on the structure of Lake Poyang wetland plant ecosystem and influence of water level on it.ResourcesandEnvironmentintheYangtze, 2010, 19(6): 597-605. [胡振鵬, 葛剛, 劉成林等. 鄱陽湖濕地植物生態(tài)系統(tǒng)結(jié)構(gòu)及湖水位對(duì)其影響研究. 長(zhǎng)江流域資源與環(huán)境, 2010, 19(6): 597-605.]

[23] Zhao Anna. Response of plant-soil-microbial diversity to hydrological process change in Lake Poyang wetland [Dissertation]. Nanchang: Nanchang University, 2012. [趙安娜. 鄱陽湖濕地植物-土壤-微生物多樣性對(duì)水文過程變化的響應(yīng)[學(xué)位論文]. 南昌: 南昌大學(xué), 2012.]

[25] Ma Huan, Yang Dawen, Lei Huiminetal. Application and improvement of HYDRUS-1D model in field water circulation analysis.JournaloftheSocietyofAgriculturalEngineering, 2011, 27(3): 6-12. [馬歡, 楊大文, 雷慧閩等. HYDRUS-1D模型在田間水循環(huán)規(guī)律分析中的應(yīng)用及改進(jìn). 農(nóng)業(yè)工程學(xué)報(bào), 2011, 27(3): 6-12.]

[26] Wang Peng, Song Xianfang, Yuan Ruiqiangetal. Estimation of water flux in farmland SPAC system based on Hydrus-1d model, taking Dong village, Yuncheng Shanxi Province as an example.GeographicalResearch, 2011, 30(4): 622-634. [王鵬, 宋獻(xiàn)方, 袁瑞強(qiáng)等. 基于Hydrus-1d模型的農(nóng)田SPAC系統(tǒng)水分通量估算——以山西省運(yùn)城市董村農(nóng)場(chǎng)為例. 地理研究, 2011, 30(4): 622-634.]

[27] Twarakavi NKC, Simunek J, Seo S. Evaluating interactions between groundwater and vadose zone using the HYDRUS-based flow package for MODFLOW.VadoseZoneJournal, 2008, 7(2) : 757-768.

[28] Lai Xiaoming, Liao Kaihua, Zhu Qingetal. Analysis of water leakage and leaching loss of nitrogen and phosphorus in farmland system of Taihu basin based on HYDRUS-1D model.ResourcesandEnvironmentintheYangtze, 2015, 24(9): 1491-1498. [賴曉明, 廖凱華, 朱青等. 基于HYDRUS-1D模型的太湖流域農(nóng)田系統(tǒng)水分滲漏和氮磷淋失特征分析. 長(zhǎng)江流域資源與環(huán)境, 2015, 24(9) : 1491-1498.]

[29] Li Shanghua. Simulation of soil water dynamics in degraded wetlands, taking Honghe wetland as an example[Dissertation]. Beijing: Capital Normal University, 2012. [李尚華. 退化濕地土壤水動(dòng)態(tài)模擬研究——以洪河沼澤濕地為例[學(xué)位論文]. 北京: 首都師范大學(xué), 2012.]

[30] Wang Zhou. Soil moisture dynamic monitoring and simulation of different vegetation communities in Honghe nature reserve of Sanjiang plain[Dissertation]. Beijing: Capital Normal University, 2014. [王舟. 三江平原洪河保護(hù)區(qū)不同植被群落土壤水分動(dòng)態(tài)監(jiān)測(cè)與模擬研究[學(xué)位論文]. 北京: 首都師范大學(xué), 2014.]

[31] Ma Huan. Analysis of water cycle variation in typical areas of Haihe river basin under the influence of human activities[Dissertation]. Beijing: Tsinghua University, 2011. [馬歡. 人類活動(dòng)影響下海河流域典型區(qū)水循環(huán)變化分析[學(xué)位論文]. 北京: 清華大學(xué), 2011.]

[32] Richards LA. Capillary conduction of liquids through porous mediums.Physics, 1931, 1(5): 318-333.

[33] Feddes RA, Bresler E, Neuman SP. Field test of a modified numerical model for water uptake by root systems.WaterResourcesResearch, 1974, 10(6): 1199-1206.

[34] van Genuchten M Th. A numerical model for water and solute movement in and below the root zone. U.S.: Salinity laboratory and USDA, 1987: 206-213.

[35] Allen R, Pereira L, Paes D. Crop evapotranspiration: Guidelines for computing crop water requirements. Rome: Food and Agriculture Organization of the United Nations, 1998: 56.

[36] Jia Qingyu, Zhou Li, Wang Xiaoyingetal. Distribution of radiation in the canopy of phragmites communis in Panjin wetland.JournalofMeteorologyandEnvironment, 2008, 24(4): 19-21. [賈慶宇, 周莉, 王笑影等. 盤錦濕地蘆葦群落冠層內(nèi)輻射分布特征. 氣象與環(huán)境學(xué)報(bào), 2008, 24(4): 19-21.]

[37] Ritchie JT. Model for predicting evaporation from a row crop with incomplete cover.WaterResourcesResearch, 1972, 8(5): 1204-1213.

[38] Xie T, Liu XH, Sun T. The effects of groundwater table and flood irrigation strategies on soil water and salt dynamics and reed water use in the Yellow River Delta, China.EcologicalModeling, 2011, 222(2): 241-252.

[39] He Chiquan. Physical process ofCarexlasiocarpawetland in Sanjiang plain, transmission of solar radiation in ecosystem.ChineseJournalofEnvironmentalScience, 2001, 21(4): 376-379. [何池全. 三江平原毛果苔草濕地物理過程——太陽輻射能在生態(tài)系統(tǒng)中的傳輸. 中國(guó)環(huán)境科學(xué), 2001, 21(4): 376-379.]

[40] Liu Jianli, Xu Shaohui, Liu Hui. Advances in indirect methods for estimating soil water retention curves.JournalofHydraulicEngineering, 2004, (2): 68-78. [劉建立, 徐紹輝, 劉慧. 估計(jì)土壤水分特征曲線的間接方法研究進(jìn)展. 水利學(xué)報(bào), 2004, (2): 68-78.]

[41] Schaap MG, Leij FJ, Van Genuchten MTh. Rosetta: A computer program for estimating soil hydraulic parameters with hierarchical pedotransfer functions.JournalofHydrology, 2001, 251(3/4): 163-176.

[42] Xie T, Liu XH, Sun T. The effects of groundwater table and flood irrigation strategies on soil water and salt dynamics and reed water use in the Yellow River Delta, China.EcologicalModeling, 2011, 222(2): 241-252.

[43] Tian Yu, Lei Xiaohui, Jiang Yunzhongetal. Review on sensitivity analysis of hydrological model parameters.Hydrology, 2010, (4): 9-12. [田雨, 雷曉輝, 蔣云鐘等. 水文模型參數(shù)敏感性分析方法研究評(píng)述. 水文, 2010, (4): 9-12.]

[44] Shao Ming’an, Wang Quanjiu, Huang Mingbin eds. Soil physics. Beijing: Higher Education Press, 2006: 22-23. [邵明安, 王全九, 黃明斌. 土壤物理學(xué). 北京: 高等教育出版社, 2006: 22-23.]

[45] Liu Yuanbo, Zhang Qi, Liu Jianetaleds. Climatic hydrological processes and water environmental effects in Lake Poyang watershed. Beijing: Science Press, 2012: 135. [劉元波, 張奇, 劉建等. 鄱陽湖流域氣候水文過程及水環(huán)境效應(yīng). 北京: 科學(xué)出版社, 2012: 135.]

[46] Liu Changming, Wang Huixiaoetaleds. Process and saving regulation at soil-crop-atmosphere interface. Beijing: Science Press, 1999: 64-67. [劉昌明, 王會(huì)肖等. 土壤-作物-大氣界面水分過程與節(jié)水調(diào)控. 北京: 科學(xué)出版社, 1999: 64-67.]

[47] Jennifer E, Pyzoha F, Callahan TJetal. A conceptual hydrologic model for a forested Carolina bay depressional wetland on the Coastal Plain of South Carolina, USA.HydrologicalProcesses, 2008, 22(14): 2689-2697.

[48] Jolly ID, Mcewan KL, Holland KL. A review of groundwater-surface water interactions in arid/semi-arid wetlands and the consequences of salinity for wetland ecology.Ecohydrology, 2008, 1(1): 43-58.

[49] Hou Peng, Jiang Weiguo, Chen Zilietal. Effect of precipitation on hydrology of Lake Dongting wetland. Geographical Research, 2009, 28(2): 371-377. [侯鵬, 蔣衛(wèi)國(guó), 陳自力等. 降水對(duì)洞庭湖濕地水文補(bǔ)給效應(yīng). 地理研究, 2009, 28(2): 371-377.]

[50] Liu Bo, Peng Xiangkai, Shu Longcangetal. Influence of three ecological water replenishment on groundwater in Qingshuigou wetland of the Yellow River.WetlandScience, 2015, 13(4): 393-398. [劉波, 彭相楷, 束龍倉等. 黃河三角洲清水溝濕地三次生態(tài)補(bǔ)水對(duì)地下水的影響分析. 濕地科學(xué), 2015, 13(4): 393-398.]

[51] Yan Junhua, Zhou Guoyi, Huang Zhongliangetal. Evapotranspiration of Subtropical Monsoon Evergreen Broad-leaved forests in Dinghu mountain.ForestryScience, 2001, 37(1): 37-45. [閆俊華, 周國(guó)逸, 黃忠良等. 鼎湖山亞熱帶季風(fēng)常綠闊葉林蒸散研究. 林業(yè)科學(xué), 2001, 37(1): 37-45.]

[52] Wang Zhi’an, Pei Tiepan. Estimation of evapotranspiration of Broad-leaved Korean Pine forest in Changbai mountains.ChineseJournalofAppliedEcology, 2002, 13(12): 1547-1550. [王志安, 裴鐵璠. 長(zhǎng)白山闊葉紅松林蒸散量的測(cè)算. 應(yīng)用生態(tài)學(xué)報(bào), 2002, 13(12): 1547-1550.]

[53] Maayar ME, Chen JM. Spatial scaling of evapotranspiration as affected by heterogeneities in vegetation topography and soil texture.RemoteSensingofEnvironment, 2006, 102(1/2): 33-51.

[54] Kuchment LS, Demidow VN. Modeling of influence of hydrological processes on the carbon cycle of a forest ecosystem.EnvironmentalModelingandSoftware, 2006, 21(1): 111-114.

[55] Deng Wei, Luan Zhaoqing, Hu Jinmingetal. Study on water flux of typical mire wetland ecosystem in Sanjiang plain.WetlandScience, 2005, 3(1): 32-35. [鄧偉, 欒兆擎, 胡金明等. 三江平原典型沼澤濕地生態(tài)系統(tǒng)水分通量研究. 濕地科學(xué), 2005, 3(1): 32-35.]

[56] Xu HF, Jin YMetal. Transpiration rates ofCarexmeyerianain relation to micrometerological factors in a mountain valley wetland.RemoteSensingofEnvironment, 2006, 102(1/2): 33-51.

[57] Xie T, Liu XH, Sun T. The effects of groundwater table and flood irrigation strategies on soil water and salt dynamics and reed water use in the Yellow River Delta, China.EcologicalModeling, 2011, 222(2): 241-252.

[58] Bachand PAM, Bachand S, Fleck Jetal. Differentiating transpiration from evaporation in seasonal agricultural wetlands and the link to advective fluxes in the root zone.TheScienceoftheTotalEnvironment, 2013, 484(1): 232-248.

[59] Wang Chaohua. Analysis on variation regularity of farmland evapotranspiration.Hydrology, 2005, 25(3): 35-37. [王朝華.農(nóng)田蒸散發(fā)量變化規(guī)律分析. 水文, 2005, 25(3): 35-37.]

[60] Liang Wenqing. Study on evapotranspiration and crop coefficient of winter wheat and summer maize [Dissertation]. Xi’an: Northwest A & F University, 2012. [梁文清. 冬小麥、夏玉米蒸發(fā)蒸騰及作物系數(shù)的研究[學(xué)位論文. 西安: 西北農(nóng)林科技大學(xué), 2012.]

[61] Benz LC, Doering EJ, Reichman GA. Alfalfa yields and evapotranspiration response to static water tables and irrigation.TransactionsoftheASAE, 1985, 28(4): 1178-1185.

[62] Chen Yaning, Li Weihong, Xu Hailiangetal. Effects of groundwater level on vegetation in the lower reaches of Tarim River.JournalofGeographicalSciences, 2003, 58(4): 23-27. [陳亞寧, 李衛(wèi)紅, 徐海量等. 塔里木河下游地下水位對(duì)植被的影響. 地理學(xué)報(bào), 2003, 58(4): 23-27.]

[63] Sun Yongqiang, Wang Dezhong, Yin Linkeetal. Factor analysis of environmental degradation in the lower reaches of Tarim River.ChineseJournalofSoilScience, 2005, 3(3): 22-26. [孫永強(qiáng), 王德忠, 尹林克等. 塔里木河下游環(huán)境退化的因子分析. 中國(guó)水土保持科學(xué), 2005, 3(3): 22-26.]

Relationship of the water supply and drainage in a typical wetland of Lake Poyang

LIN Huan1,2, XU Xiuli1,2& ZHANG Qi1**

(1:KeyLaboratoryofWatershedGeographicSciences,NanjingInstituteofGeographyandLimnology,ChineseAcademyofSciences,Nanjing210008,P.R.China)(2:UniversityofChineseAcademyofSciences,Beijing100049,P.R.China)

Water movement within the groundwater-soil-plant-atmosphere continuum (GSPAC) plays an important role in maintaining energy and nutrient balance in wetland, and water movement is a key to wetland eco-hydrological process. Numerical simulation is an important method for the study of water movement. However there are few examples of numerical simulation on water movement in wetlands, due to the limitation of complicated natural conditions and restricted monitoring methods. In this paper, a typical wetland in Lake Poyang was selected as a study area. One-dimensional vertical numerical model was used to investigate the water movement process through different interfaces and to quantify relationship of the water supply and drainage. The results showed that, (1) the water fluxes through interfaces were in a significant seasonal variation. The rainfall infiltration and the soil water drainage were sensitive to rainfall, which mainly occurred during April and June, taking 65% and 73% of the annual amount (1450 and 1053 mm), respectively. The soil evaporation and vegetation transpiration were related to climatic conditions and the character of plant growth, which were highest in July-August, taking 30% and 47% of their annual amount (176 and 926 mm), respectively. The upward fluxes from deep soil into root zone mainly occurred in June-August, accounting for 76% of the annual amount (609 mm). (2) The water supply and drainage in plant root zone of the wetland were strongly influenced by the seasonal changes of water level of the Lake Poyang. The main water supply of the root zone is rainfall infiltration except for the high water level period (July-September), in which the upward flow from deep soil is the major water source. In the rising water level (rainy seasons of April-June) and low water level (December-March) periods, the main drainage way is via deep leakage. In the high water level period, the vegetation transpiration is the major water discharge. In lake water level recession period, soil water drainage is mainly via vegetation transpiration and soil evaporation. Our study quantified the water transformation relationship through different interfaces in the typical wetland in Lake Poyang and differentiated the soil evaporation and vegetation transpiration. The results help to better understand the water movement in the GSPAC system and the water balance of lake wetlands, which are essential for lake and wetland managements.

Soil water; plant root zone; water supply and drainage process; Lake Poyang wetland; GSPAC system; HYDRUS model

*國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(41371062)和國(guó)家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃項(xiàng)目(2012CB417003)聯(lián)合資助. 2016-01-29收稿；2016-04-21收修改稿. 林歡(1990～)，女，碩士研究生；E-mail：15927565451@163.com.

*通信作者；E-mail：qzhang@niglas.ac.cn.

J.LakeSci.(湖泊科學(xué))， 2017， 29(1)： 160-175

DOI 10.18307/2017.0118

?2017 byJournalofLakeSciences