王志杰，李暢游＊＊，李衛(wèi)平，2，張 生

(1:內(nèi)蒙古農(nóng)業(yè)大學(xué)水利與土木建筑工程學(xué)院，呼和浩特010018)

(2:內(nèi)蒙古科技大學(xué)能源與環(huán)境學(xué)院，包頭014010)

將月蒸發(fā)量計(jì)算值與達(dá)賚湖試驗(yàn)站的觀測(cè)值進(jìn)行對(duì)比(圖4)，蒸發(fā)皿折算系數(shù)采用 0.62［19］，可以看出，觀測(cè)值與計(jì)算值的相關(guān)系數(shù)達(dá)到0.937，說(shuō)明模擬的湖面蒸發(fā)量是合理的.

內(nèi)蒙古呼倫湖水量平衡計(jì)算與分析*

王志杰1，李暢游1＊＊，李衛(wèi)平1，2，張 生1

(1:內(nèi)蒙古農(nóng)業(yè)大學(xué)水利與土木建筑工程學(xué)院，呼和浩特010018)

(2:內(nèi)蒙古科技大學(xué)能源與環(huán)境學(xué)院，包頭014010)

根據(jù)呼倫湖的實(shí)際水文過(guò)程，計(jì)算1963－1980年月水量平衡，在此基礎(chǔ)上，分析庫(kù)容與徑流、徑流+降雨、徑流+降雨－蒸發(fā)的相關(guān)性.利用累積和分析水位、徑流、降雨、蒸發(fā)年均值的突變情況，進(jìn)而重點(diǎn)論述了2000年后水位持續(xù)降低的原因.同時(shí)，探討各水平衡項(xiàng)的年內(nèi)分布規(guī)律及相互關(guān)系.結(jié)果表明，2000年后水位的急劇降低是氣候變化(暖干化)造成的.河川徑流對(duì)水位的影響程度最大，其次為湖面降雨.每年4、5月，冰封期積累的降雪融化滲入地下補(bǔ)給湖泊，其他時(shí)間則由湖泊補(bǔ)給地下水.

水面蒸發(fā);水量平衡;呼倫湖;累積和

呼倫湖是中國(guó)第五大淡水湖，也是東北第一大湖，被稱作呼倫貝爾草原的“腎”.該湖于1992年被批準(zhǔn)為國(guó)家級(jí)自然保護(hù)區(qū)，2002年1月被列入國(guó)際重要濕地名錄，同年11月被聯(lián)合國(guó)教科文組織人與生物圈計(jì)劃納為世界生物圈保護(hù)區(qū)網(wǎng)絡(luò)［1-3］.呼倫湖滋潤(rùn)著周邊草原，調(diào)節(jié)著整個(gè)草原氣候，與大興安嶺共同構(gòu)筑了中國(guó)北方的生態(tài)屏障，在保障東北乃至華北地區(qū)生態(tài)安全方面發(fā)揮著不可替代的作用.

呼倫湖流域近代水文過(guò)程受到人為干擾比較強(qiáng)烈，流域內(nèi)生態(tài)水文過(guò)程嚴(yán)重紊亂，生態(tài)環(huán)境嚴(yán)重退化，突出表現(xiàn)為呼倫湖水位降低，水域面積萎縮及草原沙化、退化.據(jù)監(jiān)測(cè)，近5 a來(lái)湖泊水位連續(xù)下降2.3 m.水量的不斷減少造成水環(huán)境逐步惡化，目前呼倫湖水體已基本呈中度富營(yíng)養(yǎng)化水平［4］.同時(shí)，1965－1985年湖周草原每年以5%的速度退化，1985－1997年以10%的面積加速退化［5］.

呼倫湖水情變化屬于干旱內(nèi)陸流域湖泊環(huán)境熱點(diǎn)問題之一，同時(shí)，呼倫湖流域跨中、蒙、俄邊界，相關(guān)資料的系統(tǒng)性較差，給呼倫湖問題的研究帶來(lái)了難度.雖然問題被廣泛關(guān)注，但研究深度和可信服結(jié)論性認(rèn)識(shí)有限.本文試圖采用多種途徑，利用有限的數(shù)據(jù)，對(duì)呼倫湖水量平衡進(jìn)行分析，為呼倫湖相關(guān)研究提供借鑒作用.

1 研究區(qū)概況

呼倫湖也稱達(dá)賚湖，湖面呈不規(guī)則長(zhǎng)方形，長(zhǎng)軸為西南至東北方向(圖1)，湖長(zhǎng)93 km，平均寬度25 km，周長(zhǎng)447 km，當(dāng)湖水位達(dá)到歷史較高水位545.33 m時(shí)，蓄水量為138×108m3，湖水面積2339 km2，最大水深8.0 m，平均水深5～6 m.湖區(qū)屬于中溫帶大陸性季風(fēng)氣候，多年平均氣溫為3～5℃，最大濕度可達(dá)80%，全年最大風(fēng)速5.35 m/s，降雨量為256 mm，蒸發(fā)量為1500 mm，主要集中在4－11月，占全年94.4%，而12、1－3月僅占5.6%(1960－2008年統(tǒng)計(jì)).

圖1 呼倫湖位置及水文、氣象站點(diǎn)Fig.1 The location of Lake Hulun and distribution of meteorological and hydrological stations

2 站點(diǎn)與數(shù)據(jù)

2.1 水文與氣象

湖周邊原設(shè)有阿拉坦額莫勒、坤都冷、甘珠花和達(dá)賚湖試驗(yàn)站四個(gè)水文站，均建于1950s末，其中甘珠花站、達(dá)賚湖試驗(yàn)站分別于1971、1980年撤銷，其他兩個(gè)站仍在使用中.氣象站位于湖周臨近旗縣境內(nèi)(圖1，表1).

表1 水文站及氣象站觀測(cè)數(shù)據(jù)種類及年限Tab.1 The data of meteorological station and stream flow gauging station

2.2 水位－面積－庫(kù)容

通過(guò)孫標(biāo)利用水深反演模型推算的湖底高程［6］數(shù)據(jù)獲得水位－面積、水位－庫(kù)容關(guān)系曲線(圖2)，采用Matlab對(duì)三者關(guān)系進(jìn)行擬合(圖3).為了檢驗(yàn)湖底高程數(shù)據(jù)的精度，利用《呼倫湖志》［7］中歷年最高水位－面積－蓄水量關(guān)系進(jìn)行比較，相對(duì)誤差最大為6%，說(shuō)明該數(shù)據(jù)精度較高，能夠滿足本文計(jì)算要求.

圖2 水位－面積、水位－庫(kù)容關(guān)系曲線Fig.2 Relationship curves between lake level－water area and lake level－volume

圖3 水位－庫(kù)容、水面面積－庫(kù)容擬合曲線Fig.3 Fitting curves between lake level－volume and water area－ volume

3 水量平衡模型

某時(shí)段出、入湖泊水量之差與湖泊增(減)水的關(guān)系，可用水量平衡方程式［9］表示:

式中，Δt為計(jì)算時(shí)段(天、月、年)，ΔV為湖泊庫(kù)容變化量(m3)，當(dāng)時(shí)段末水量多于時(shí)段初，ΔV為正值，反之為負(fù)值，A為湖泊水面面積(m2)，A是水位(h)的函數(shù)，P為湖面降雨量(mm)，E為湖面蒸發(fā)量(mm)，Qin為入湖水量(m3)，Qout為出湖水量(m3).

根據(jù)呼倫湖的實(shí)際情況，將水量平衡方程表示為:

式中，Q河流入、Q河流出為河流入、出湖水量;Q地下入、Q地下出為地下水入、出湖水量，Q坡面匯流為湖周區(qū)間坡面匯流.余項(xiàng)表示為:

4 水平衡項(xiàng)計(jì)算

4.1 湖面降雨量

達(dá)賚湖試驗(yàn)站使用人工式雨量筒觀測(cè)降雨，精度有限且存在漏測(cè)現(xiàn)象，氣象站采用自記式儀器，其數(shù)據(jù)相對(duì)精確.滿洲里、新巴爾虎右旗氣象站與達(dá)賚湖試驗(yàn)站降雨量分布最相近，取其平均值作為湖面降雨量.

4.2 河川徑流量

烏爾遜河上的坤都冷水文站與甘珠花水文站進(jìn)行年徑流量回歸分析，計(jì)算流入呼倫湖的實(shí)際水量.據(jù)調(diào)查，達(dá)蘭鄂羅木河于1958年被堵，達(dá)賚湖泄水工程，即新開河于1971年9月投入使用.該人工河的流量沒有實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)，目前了解到兩種關(guān)于流量的記載:第一，當(dāng)呼倫湖水位超過(guò)544.8 m時(shí)，按照閘門設(shè)計(jì)流量正常泄流，即40.7 m3/s［7］;第二，自1971 年9 月至 1979 年9 月，通過(guò)新開河共泄水17.5 ×108m3.本文采用第一種記載的方式進(jìn)行計(jì)算.

4.3 湖面蒸發(fā)量

蒸發(fā)是自然界水文循環(huán)過(guò)程中的主導(dǎo)因素之一，是水量平衡要素的重要組成部分.由于1980年后達(dá)賚湖試驗(yàn)站缺失觀測(cè)數(shù)據(jù)以及蒸發(fā)皿折算系數(shù)各異［6，9-10］，所以本文水面蒸發(fā)量通過(guò)模型計(jì)算獲得.蒸發(fā)量的測(cè)量、計(jì)算方法有很多，例如水量平衡法［11-12］、能量平衡法［13-14］、質(zhì)量傳輸法［15］、彭曼公式法［16-17］等.其中彭曼公式法使用較為普遍，并被FAO(Food and Agricultural Organization of United Nations)推薦.但是彭曼公式需要的氣象數(shù)據(jù)及經(jīng)驗(yàn)參數(shù)較多，很多氣象站點(diǎn)不能滿足模型的要求.為此，Valinantzas［18］對(duì)彭曼公式進(jìn)行了簡(jiǎn)化處理，僅利用溫度、相對(duì)濕度、日照和風(fēng)速等常規(guī)氣象指標(biāo)計(jì)算蒸發(fā)量(EPEN).

式中，α為水面太陽(yáng)輻射反射系數(shù)，開闊水面取值為0.08，RS為太陽(yáng)輻射(MJ/(m2·d))，RA為大氣頂太陽(yáng)輻射(MJ/(m2·d))，RH為相對(duì)濕度(%)，U為2 m處風(fēng)速(m/s).T為平均溫度，T=(Tmax+Tmin)/2，Tmax與Tmin分別為最高、最低溫度.

四個(gè)氣象站中滿洲里的蒸發(fā)量計(jì)算值與觀測(cè)值吻合最好，故選其作為湖面蒸發(fā)量.由式(4)看出，該簡(jiǎn)化式僅適合于平均溫度高于－9.5℃的情況.對(duì)于呼倫湖而言，只能計(jì)算4－11月逐日蒸發(fā)量(占全年蒸發(fā)量的94.4%)，而11－3月份蒸發(fā)量采用年內(nèi)蒸發(fā)量分布比例計(jì)算.

將月蒸發(fā)量計(jì)算值與達(dá)賚湖試驗(yàn)站的觀測(cè)值進(jìn)行對(duì)比(圖4)，蒸發(fā)皿折算系數(shù)采用 0.62［19］，可以看出，觀測(cè)值與計(jì)算值的相關(guān)系數(shù)達(dá)到0.937，說(shuō)明模擬的湖面蒸發(fā)量是合理的.

圖4 蒸發(fā)量計(jì)算值與達(dá)賚湖試驗(yàn)站月蒸發(fā)量觀測(cè)值對(duì)比Fig.4 Comparision of observed monthly evaporation of meteorological station in Lake Hulun and simulated value

4.4 余項(xiàng)

余項(xiàng)中包括湖周坡面匯流、湖水與地下水交換量，這兩項(xiàng)的量值目前沒有觀測(cè)資料記載.利用Penman公式分別計(jì)算1960－2008年湖周氣象站所在草原的逐日蒸發(fā)量，取其平均值與逐日降雨量進(jìn)行比較(圖5)結(jié)果表明全年內(nèi)逐日蒸發(fā)量高于降雨量，但是在11至翌年4月內(nèi)，降雨量很小且以降雪形式存在，5、10月，蒸發(fā)增加的幅度遠(yuǎn)超過(guò)降雨，所以此期間幾乎不能形成坡面匯流.6－9月，當(dāng)短時(shí)間內(nèi)降雨強(qiáng)度超過(guò)土壤下滲速率時(shí)，形成坡面匯流.所以，這里假設(shè)10月至翌年5月，余項(xiàng)僅為地下水與湖水的交換量，而6－9月還包括湖周坡面匯流.余項(xiàng)的量值為庫(kù)容差與其他水平衡項(xiàng)的差，正則表示入湖水量多于出湖，反之則為出湖水量多于入湖.

圖5 1960－2008年呼倫湖周邊草原逐日蒸發(fā)量和降雨量變化Fig.5 Daily evaporation and precipitation of grassland around Lake Hulun from 1960 to 2008

5 水量平衡計(jì)算

1960－2009年，水位、徑流、降雨三者的變化趨勢(shì)一致，變化情況大致可以分為1960－1980年、1981－2000年和2001－2009年三個(gè)階段(圖6).各階段變化趨勢(shì)為:第一階段，水位從545.2～544.8 m呈緩慢下降，降雨和徑流分別在263.02 mm、10.267×108m3附近上下波動(dòng)，但幅度不大;第二階段，水位保持在544.4 m，降雨、徑流波動(dòng)幅度較大，平均值分別為263.59 mm、13.94 ×108m3;第三階段，三者都呈急劇下降，水位降至542.2 m，降雨、徑流分別減小到 206.16 mm、3.32 ×108m3.

選擇1963－1980年段進(jìn)行月水量平衡計(jì)算，結(jié)果表明年內(nèi)庫(kù)容差的變化不一，有正有負(fù)，呈現(xiàn)正常的波動(dòng)狀態(tài)(圖7).但是，1972年和1980年內(nèi)的庫(kù)容差幾乎全部為負(fù)，湖泊水量在持續(xù)減少，而在蒸發(fā)、余項(xiàng)沒有明顯變化的情況下，徑流、降雨達(dá)到最低.這說(shuō)明湖泊水量的變化與徑流、降雨存在著直接的關(guān)系.在此基礎(chǔ)上，對(duì)不同月份的庫(kù)容差與徑流、徑流+降雨、徑流+降雨－蒸發(fā)以及水位差與徑流+降雨之間的相關(guān)性進(jìn)行分析，結(jié)果見表2.

庫(kù)容差與徑流(Q)、徑流+降雨(Q+P)、徑流+降雨－蒸發(fā)(Q+P－E)之間的相關(guān)系數(shù)均達(dá)到0.65以上，大小順序?yàn)?，平均值分別為 0.8，0.7，0.67 左右(表2).可以推斷出徑流對(duì)于水位變動(dòng)的影響程度最大，降雨次之.

1－4、11、12月份，庫(kù)容差、徑流的相關(guān)系數(shù)與庫(kù)容差、徑流+降雨的接近，而5－10月，差距較大，其原因是在冰封期降雨主要以降雪的形式存在，不能立刻與湖水交換，湖泊則主要依賴于兩條補(bǔ)給河流.在非冰封期，強(qiáng)降雨引起的季節(jié)性河流開始匯入湖中，此外地下水的活動(dòng)較冰封期活躍，這些因素均對(duì)水平衡產(chǎn)生影響，使得湖泊水量與徑流+降雨的關(guān)系不顯著.

圖6 1960－2010年水位、降雨量、徑流量(烏爾遜河+克魯倫河)變化(1960－1980年水位為逐日觀測(cè)值，1981年后水位為李翊預(yù)測(cè)值)Fig.6 Yearly series of lake level，precipitation and rainfall(1960 －2010)

圖7 1963－1980年水量平衡項(xiàng)變化情況Fig.7 Water balance terms in the period from 1963 to 1980

表2 水量平衡項(xiàng)相關(guān)分析Tab.2 Correlation analysis between water balance terms

2000年后，湖水位、降雨、徑流都發(fā)生了巨大的變化，為了摸清其原因，這里引入累積距平值［20］(簡(jiǎn)稱S值)的概念.該方法已經(jīng)被證實(shí)為一種檢驗(yàn)實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)系列平均值發(fā)生突變的有效工具，表達(dá)式為:

其中，xi為實(shí)測(cè)值，為系列的平均值.當(dāng)實(shí)測(cè)值大于長(zhǎng)系列平均值時(shí)，斜率為正，反之斜率為負(fù)，持續(xù)的正、負(fù)斜率用來(lái)鑒別系列平均值的中間突變.

經(jīng)過(guò)計(jì)算，降雨、蒸發(fā)、徑流、水位的平均值分別為 265.89 mm、1173.18 mm、10.78 × 108m3、544.1 m(1960－2008年).水位、降雨、徑流、蒸發(fā)的S值變化存在一定的規(guī)律性(圖8).首先，水位、降雨、徑流變化趨勢(shì)近乎一致，1975年后呈下降趨勢(shì)，于1983年達(dá)到最小值，之后急劇上升，于2000年達(dá)到最大，接著劇烈下降，而蒸發(fā)則完全相反.其次，各項(xiàng)S值變化趨勢(shì)的轉(zhuǎn)變幾乎發(fā)生在同一時(shí)期.最后，對(duì)比1975－1983年和2000年后兩個(gè)時(shí)段內(nèi)S值變化幅度，水位與降雨、徑流相同，變化幅度小于后一時(shí)段，而蒸發(fā)則相反，這就說(shuō)明2000年后水位急劇下降的主要原因并不是蒸發(fā)的緩慢增加，而可能是降雨、徑流的劇烈下降.經(jīng)統(tǒng)計(jì)，較2000 年前蒸發(fā)量增加0.5 ×108m3/a，降雨減少0.75 ×108m3/a，徑流減少1.8 ×108m3/a.目前所調(diào)查的結(jié)果顯示中國(guó)境內(nèi)沒有企業(yè)大量使用克魯倫河與烏爾遜河河水，而且徑流量、降雨、蒸發(fā)發(fā)生突變的時(shí)間如此吻合，也進(jìn)一步說(shuō)明河流截留的可能性不大.所以，2000年后湖泊水位降低主要是氣候變化造成的.白美蘭、趙慧穎等利用46年氣象和衛(wèi)星遙感監(jiān)測(cè)資料研究呼倫湖區(qū)域氣候變化特征，結(jié)果表明進(jìn)入21世紀(jì)后小雨強(qiáng)度和干燥事件顯著增強(qiáng)，導(dǎo)致了干旱事件的頻發(fā)和強(qiáng)度增加［21］，氣候呈暖干化趨勢(shì)［22］，致使湖面降雨量減少，蒸發(fā)量增加，河流徑流量減少，進(jìn)而湖泊總損失水量增加，水位持續(xù)下降.這與前面相關(guān)性分析的結(jié)果相符.

計(jì)算1963－1980年段水平衡項(xiàng)各月多年平均值表明，降雨、徑流自3月開始增加，增加的幅度遠(yuǎn)小于蒸發(fā)，而在4、5月份，庫(kù)容差為正值，水位增加.同時(shí)，余項(xiàng)在此段期間呈正值增加趨勢(shì)(圖9)，這說(shuō)明余項(xiàng)對(duì)庫(kù)容產(chǎn)生了較大的影響.前面定義余項(xiàng)在4、5月份僅為地下水與湖水的交換量，那么庫(kù)容在4、5月增加的原因可能是由于自11月至次年3月，歷時(shí)5個(gè)月的累積降雪隨著溫度的回升，開始融化并滲入土壤，形成了地下淺層徑流，并逐漸匯入湖泊.同時(shí)，地下水的活動(dòng)也開始加劇.為了進(jìn)一步證實(shí)以上推斷，做以下計(jì)算.湖周匯流區(qū)在11－3月期間的總降雪量為6.99×108m3，而在2－5月期間，余項(xiàng)累積為6.45×108m3，這說(shuō)明庫(kù)容在4、5月增加的原因推斷是可信的.

6月之后，徑流、降雨仍在增加，而庫(kù)容差卻呈負(fù)值.其原因有兩點(diǎn)，第一，雖然補(bǔ)給湖泊的徑流、降雨在增加，但是兩者的和仍小于湖面蒸發(fā)量，所以湖泊呈虧損狀態(tài);第二，當(dāng)融雪水退去后，湖周面積近8100 km2的草地、沼澤地隨著溫度、太陽(yáng)輻射、風(fēng)速的升高，蒸發(fā)量大大增加，降雨不能抵消蒸發(fā)損失，致使地下水位逐漸降低，補(bǔ)給湖水的作用逐漸減弱，湖水開始補(bǔ)給地下水.根據(jù)《呼倫湖志》記載，湖周地表徑流為2.58×108m3，而余項(xiàng)在6－9月期間總水量為1.49×108m3，則湖泊補(bǔ)給地下水為 1.09 ×108m3，隨后逐漸減少.楚地了解該流域水文過(guò)程，還需要借助相關(guān)模型進(jìn)行深入研究.

圖8 1960－2010年降雨、徑流、蒸發(fā)、水位累積和變化Fig.8 The cumulative sum of rainfall，runoff，evaporation，water level in the period of 1960 and 2010

圖9 年內(nèi)水平衡項(xiàng)變化情況Fig.9 Monthly distribution of water balance terms

表3 呼倫湖水量(×108m3)平衡計(jì)算結(jié)果對(duì)比Tab.3 Comparison on results of water balance calculation

將本文水量平衡的計(jì)算結(jié)果與已有研究進(jìn)行對(duì)比，結(jié)果表明本文計(jì)算結(jié)果與已有研究成果存在著一定的差距(表3)，這是由水平衡項(xiàng)的定義、計(jì)算方法及計(jì)算時(shí)段、時(shí)間步長(zhǎng)不同造成的.呼倫湖流域?qū)τ诤艿钠旅鎱R流、湖水與地下水之間相互作用的研究較少，致使沒有相對(duì)準(zhǔn)確的相關(guān)成果進(jìn)行比較驗(yàn)證.為了更為清

6 結(jié)論

本文在對(duì)呼倫湖流域水文過(guò)程及水平衡項(xiàng)定義及計(jì)算的基礎(chǔ)上，進(jìn)行月水量平衡計(jì)算及分析，結(jié)果表明:1)2000年后，湖泊水位的持續(xù)降低是由氣候變化造成的，湖區(qū)降雨減少、蒸發(fā)增加導(dǎo)致湖面損失水量增加，同時(shí)河川徑流量劇烈下降，入湖水量相應(yīng)減少;2)河川徑流量對(duì)于水位變化的影響程度最為明顯，其次為湖面降雨量;3)湖泊周邊流域自11月至次年3月的累積降雪，融化并滲入地下補(bǔ)給湖泊，其水量為6.45×108m3左右，致使湖泊在4、5月份水量增加;4)6月后，融雪水退去后，蒸發(fā)強(qiáng)于降雨，地下水位降低，湖泊開始補(bǔ)給周邊流域，6－9月補(bǔ)給地下水量約為1.09×108m3(坡面匯流為2.58×108m3)，之后逐漸減少.

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Calculation and analysis of water balance in Lake Hulun，Inner Mongolia

WANG Zhijie1，LI Changyou1，LI Weiping1，2＆ ZHANG Sheng1
(1:Water Conservancy and Civil Engineering College，Inner Mongolia Agricultural University，Hohhot 010018，P.R.China)
(2:School of Environment and Energy Resources，Inner Mongolia University of Science and Technology，Baotou 014010，P.R.China)

The correlation between the storage capacity and runoff，runoff+precipitation，runoff+precipitation － evaporation was analysed at the basis of monthly water balance calculation in the period of 1963 and 1980 according to the real hydrological processes of the research site.At the same time，the intermediate-term changes in the mean value of water level，runoff，precipitation and evaporation were detected with the cumulative sum technique in order to find the reason of water level dropping after 2000.Meanwhile，the distribution and mutual relations of water balance terms in a year was analyzed.Results show that:climate change exhibited a warmer and dryer trend in recent years that might be the major cause for water resources deficit after 2000.The crucial influence on water level comes from runoff，followed by precipitation on the water surface.In April and May of each year，accumulated melt water infiltrate the soil and then recharge the lake，while in the other time the groundwater recharged by the lake.

Open water evaporation;water balance;Lake Hulun;the cumulative sum technique

＊ 國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目(51069007，50969005，40901262)、內(nèi)蒙古自然科學(xué)基金項(xiàng)目(2010MS0713，2010MS0611)和內(nèi)蒙古自治區(qū)重大項(xiàng)目和內(nèi)蒙古教育廳科研項(xiàng)目(NJ09051)聯(lián)合資助.2011－05－11收稿;2011－08－14收修改稿.王志杰，女，1983 年生，博士研究生;E-mail:wangzhijie0807@gmail.com.

＊＊ 通信作者;E-mail:nndlichangyou@163.com.