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补充地下水

　　湿地作为一种长期存在、有着丰富水资源的自然生态系统，往往与区域地下水含水层有直接水文联系，当湿地水位低于周围陆地潜水面时，就会产生地下水入流，如果湿地的水位高于周围潜水面，地下水就会流出湿地。沼泽湿地补给地下的方式有直接补给和间接补给。直接补给是水分通过沼泽土壤直接渗透进入含水层；间接补给是指水分首先水平运动通过土壤进入位于可渗透性的土壤或河流，然后通过河流基底补给地下水。湿地中同时存在地下水入流和地下水出流，这类湿地可接受地下水，并能将过剩水输出到外界；有些湿地只接受地下水补给；如果湿地的地表水 ( 地下水 ) 水位高于该地区地下水位，湿地补给地下水（图1）。处于不同地貌部位的湿地，对地表水和地下水的影响也不同（图2）。

a,b 地下水补给湿地，又将剩余水排出
c,d 地下水补给湿地
e,f 湿地补给地下水
图1 湿地与周围地下水的水力联系（Mistch，1986）

图2 不同地貌部位湿地与地表水和地下水的关系（柴岫，2005）

调蓄洪水

湖泊、沼泽湿地能够暂时蓄纳洪水，尔后缓慢泄出，从而减轻洪水威胁。长江每年的汛期都将过量的水流入洞庭湖和鄱阳湖。1998年特大洪水期间，洞庭湖调蓄水量为 269.13 亿 m3，占入湖总水量的 32%。鄱阳湖不仅调蓄鄱阳湖水系五河的来水，而且对长江干流洪水也具有一定的调蓄作用。1998 年鄱阳湖对五河来水的调蓄水量为 357.36 亿 m3，占入湖总水量的47.4%。
沼泽对河川径流影响主要表现在两个方面：一是产流少，减少一次降水对河川径流补给量，使汇流时间延长；二是降低洪峰，使当年来水不能在当年完全流出。洪水被储存于湿地土壤中或以地表水形式滞留在沼泽湿地中，减缓了洪水流速和下游洪水压力（图1） 。

图1 湿地调节径流示意图（吕宪国，2006）

三江平原挠力河流域上游宝清水文站与中游菜嘴子站之间发育大面积沼泽湿地，湿地率达 32.7%。在 1956 年至 2000 年的洪峰流量实测序列中，有 26 年是下游菜嘴子站的洪峰流量小于上游宝清站，表明有大量洪水在河滩滩沼泽中漫散和蓄存（图2） 。

图2 三江平原挠力河流域宝清站（上游）与菜嘴子站（下游）洪峰流量对比
（根据黑龙江省水利厅提供的资料绘制）

“山随平野尽，江入大荒流”就是描述长江在洪水季节两岸湖泊和沼泽连为一体，将洪峰消弥于无形的景象。

天然蓄水库

湿地给人们的第一印象就是多水。一部分水积存在湿地地表，还有大量的水储存在植物体内、土壤的泥炭层和草根层中，因此人们把湿地称之为“天然蓄水池”或“生物蓄水库” 。
沼泽湿地土壤具有特殊的水文物理性质，土壤中草根层和泥炭层孔隙度达 72% ～ 93%，饱和持水量达 500 ～ 10 000g/kg，甚至更高，每公顷沼泽湿地可蓄存 2000 ～ 15 000m3水量。
以东北山地沼泽湿地为例，大兴安岭沼泽湿地土壤蓄水量为 61.60 亿 m3，小兴安岭沼泽湿地为 48.61 亿 m3，长白山地沼泽湿地为 29.42 亿 m3，东北山区沼泽湿地总蓄水量为 139.63亿 m3。若考虑沼泽地表积水深 10cm，则东北山区沼泽湿地土壤蓄水和地表积水的总储水量可达 172.16 亿 m3，相当于松花江干流多年平均径流量的 46.2%，表明沼泽湿地具有十分重要的涵养水源和调洪功能。
湖泊湿地更是名副其实的天然水库。我国湖泊总贮水量约 7077 亿 m2，其中淡水贮水量占 31.8%。素有水乡泽园的长江中下游湖群占有重要地位， 约 750 亿 m3（国家林业局，2001） 。