鄱陽(yáng)湖出入湖徑流量變化過(guò)程及與長(zhǎng)江相互作用關(guān)系

俞珊妮，彭 俊，谷梓鵬，龔傳康

(滁州學(xué)院 地理信息與旅游學(xué)院，安徽 滁州 239000)

1 流域概況

鄱陽(yáng)湖是中國(guó)第一大淡水湖。在長(zhǎng)江流域系統(tǒng)中維護(hù)生態(tài)多樣性和調(diào)蓄洪水發(fā)揮著巨大的作用。但1970s以來(lái)鄱陽(yáng)湖出現(xiàn)了湖區(qū)面積縮減、枯水期水位連創(chuàng)新低和濕地生態(tài)系統(tǒng)遭受破壞等現(xiàn)象[1-3]。人類(lèi)活動(dòng)(如湖灘墾殖和湖內(nèi)挖沙)是一方面，氣候變化引起的出入湖徑流量變化也是至關(guān)重要的因素。國(guó)內(nèi)學(xué)者運(yùn)用不同方法從不同角度進(jìn)行研究，如綜合多年數(shù)據(jù)系統(tǒng)分析鄱陽(yáng)湖流域各水文控制站和湖口站的水沙變化特征[4-5]。運(yùn)用小波分析法分析鄱陽(yáng)湖流域五河水文控制站徑流量的周期變化特征，認(rèn)為存在2～4 a的周期變化[6-7]。運(yùn)用M-K檢驗(yàn)法對(duì)鄱陽(yáng)湖流域徑流序列進(jìn)行趨勢(shì)和突變分析[8]，定量化描述長(zhǎng)江對(duì)鄱陽(yáng)湖水量變化的影響[9]和湖口站水位的高低對(duì)湖內(nèi)水位變化的影響[10]。定量計(jì)算和分析三峽水庫(kù)蓄水期對(duì)鄱陽(yáng)湖枯水期的影響[11]以及三峽水庫(kù)運(yùn)行和區(qū)域氣候變化對(duì)長(zhǎng)江與鄱陽(yáng)湖相互作用的影響程度[12]。以往的研究多側(cè)重于鄱陽(yáng)湖流域地表徑流的變化過(guò)程以及三峽工程對(duì)鄱陽(yáng)湖的影響，尚缺少對(duì)鄱陽(yáng)湖流域水沙和湖內(nèi)水位變化過(guò)程以及鄱陽(yáng)湖與長(zhǎng)江相互作用關(guān)系的綜合分析。因此，本文根據(jù)1950—2012鄱陽(yáng)湖出入湖徑流量資料和1950—2010湖內(nèi)各站水位資料，分析近60 a鄱陽(yáng)湖出入湖徑流量和湖內(nèi)水位的變化過(guò)程及其影響因素，并探討鄱陽(yáng)湖與長(zhǎng)江的相互作用關(guān)系。

鄱陽(yáng)湖位于江西省北部、長(zhǎng)江中下游南岸，南北長(zhǎng)約173 km，東西寬約 16.9 km。湖岸線總長(zhǎng)約1 200 km，流域面積 16.22 萬(wàn) km2。約占長(zhǎng)江流域面積的 9%，是中國(guó)最大的淡水湖。鄱陽(yáng)湖主要承納贛江、撫河、信江、饒河、修水五大河流以及博陽(yáng)河、漳田河、清豐山溪、潼津河等小河流的水沙。經(jīng)調(diào)蓄后于湖口匯入長(zhǎng)江(見(jiàn)圖 1)，它是一個(gè)過(guò)水性、吞吐型和季節(jié)性的湖泊。鄱陽(yáng)湖洪水季節(jié)時(shí)湖水面積 4 078 km2，容積 301×108m3，枯水季節(jié)時(shí)湖水面積僅 500 km2，容積 9×108m3。湖泊表現(xiàn)為高水位時(shí)呈湖相，低水位時(shí)呈河相，形成“洪水一片，枯水一線”的獨(dú)特景觀。

圖1 鄱陽(yáng)湖流域

2 研究數(shù)據(jù)和方法

將五河(贛江外洲站、撫河李家渡站、信江梅港站、饒河虎山站和修水萬(wàn)家埠站)徑流量之和作為鄱陽(yáng)湖入湖徑流量，湖口站徑流量作為鄱陽(yáng)湖出湖徑流量，時(shí)間序列為 1950—2012，2000 年以前的徑流量數(shù)據(jù)由江西省水文局提供。2000 年以后來(lái)源于長(zhǎng)江水文網(wǎng)公布的《長(zhǎng)江泥沙公報(bào)》(http://www.cjw.com.cn/zwzc/bmgb/nsgb)。選擇湖內(nèi)的棠萌站、都昌站、星子站和湖口站進(jìn)行水位變化分析，時(shí)間序列為 1950—2010，其中，棠萌站和都昌站代表內(nèi)湖站，星子站和湖口站代表外湖站(見(jiàn)圖1)，水位數(shù)據(jù)和水位基準(zhǔn)數(shù)據(jù)均由江西省水文局提供。流域年降雨量數(shù)據(jù)由江西省氣象局提供，根據(jù)全流域 87 個(gè)氣象站年降雨量推求得到，時(shí)間序列為 1961—2012。長(zhǎng)江作用天數(shù)和江水倒灌入湖的特征統(tǒng)計(jì)來(lái)源于相關(guān)文獻(xiàn)資料[10,13-14 ]。

利用時(shí)間序列的變差系數(shù)(Cv)來(lái)評(píng)價(jià)鄱陽(yáng)湖出入湖徑流量的時(shí)間分布不均勻性[15]。根據(jù)水利部信息中心編制的水文預(yù)報(bào)規(guī)范[16]，對(duì)入湖徑流量的豐枯情況進(jìn)行劃分。運(yùn)用 Mann-Kendall 非參數(shù)檢驗(yàn)法(簡(jiǎn)稱(chēng) M-K 法)對(duì)鄱陽(yáng)湖出入湖徑流量的趨勢(shì)變化進(jìn)行分析[17-18]，該方法不要求變量具有正態(tài)分布特征，也不受少數(shù)異常值干擾，常用來(lái)進(jìn)行水文變量的趨勢(shì)和突變檢驗(yàn)。

3 出入湖徑流量及其趨勢(shì)變化

3.1 徑流量年際和年內(nèi)變化

鄱陽(yáng)湖出入湖年徑流量呈明顯的年際波動(dòng)，且兩者的變化過(guò)程基本保持一致,見(jiàn)圖2(a)，表明出湖徑流量主要受入湖徑流量的影響。1950—2012入湖徑流量多年均值為 1 101 億m3，出湖徑流量多年均值為 1 502 億m3(見(jiàn)表1、表2)，其中，最大值均出現(xiàn)在 1998 年，分別為 1 698 億m3和2 662 億m3，最小值均出現(xiàn)在 1963 年，分別為 449 億m3和 564 億m3。入湖徑流量的年際變差系數(shù)Cv值為 0.26，表明徑流量的年際波動(dòng)比較平緩，水資源的年際分布比較均勻。

鄱陽(yáng)湖出入湖徑流量從 1—12月呈先增加后減少的變化過(guò)程，最大值均出現(xiàn)在 6 月,見(jiàn)圖2(b)，分別為 213 億m3(入湖)和 234 億m3(出湖)，最小值入湖出現(xiàn)在 12 月，為 33 億m3。出湖出現(xiàn)在1月，為 48 億m3(見(jiàn)表1、表2)。4—6 月為入湖徑流量比較集中的月份，達(dá)到 556 億m3，占徑流量多年均值的 50.5%。入湖徑流量的年內(nèi)變差系數(shù)Cv值為 0.69，表明徑流量的年內(nèi)分布不均勻。

入湖徑流量的年代際變化表現(xiàn)為高低交替出現(xiàn)的規(guī)律(見(jiàn)表 1)，徑流量相對(duì)較高的年代為 1950s、1970s 和 1990s。相對(duì)較低的年代為 1960s、1980s 和 2000s，最高的為 1990s，達(dá)到 1 247 億m3。高于多年均值 146 億m3，最低的為 1960s，為 961 億m3，低于多年均值 140 億m3。

圖2 鄱陽(yáng)湖出入湖徑流量變化過(guò)程

表1 鄱陽(yáng)湖入湖徑流量?jī)|m3

表2 鄱陽(yáng)湖出湖徑流量 億m3

3.2 降雨對(duì)入湖徑流量的影響

1961—2012鄱陽(yáng)湖流域年均降雨量為 1 636 mm，年均入湖徑流量為 1 088 億m3。入湖徑流量的年際變化與降雨量保持一致,見(jiàn)圖3(a)，兩者之間具有顯著的正相關(guān)性：Q= 1.025 5P-591.21,R2=0.896 5，見(jiàn)圖3(b)，說(shuō)明入湖徑流量的年際變化主要受降雨量的影響。表 3 統(tǒng)計(jì)了在年代際尺度上流域年均降雨量及其距平值，1970s 和 1980s 的年均降雨量與多年均值相差較少，1960s、1990s 和 2000s 的年均降雨量與多年均值相差較多。其中， 1960s 的明顯低于多年均值，1990s 的顯著高于多年均值。根據(jù)柳艷香等[19]研究，1960s 中國(guó)夏季主要多雨帶位置偏北，東南部普遍偏旱，長(zhǎng)江中下游梅雨減弱；1990s 中國(guó)夏季主要多雨帶南移，長(zhǎng)江中下游梅雨偏強(qiáng)，汛期降水明顯增多，且夏季暴雨頻率增加以及潛在蒸發(fā)量減少[8, 20]。

圖3 降雨量的年際變化及與入湖徑流量之間的關(guān)系

表3 不同年代的降雨量及距平值 mm

3.3 徑流量的趨勢(shì)變化

1950—2012鄱陽(yáng)湖出入湖徑流量的 M-K 統(tǒng)計(jì)量如圖 4 所示(UF 表示正序列統(tǒng)計(jì)量，UB 表示負(fù)序列統(tǒng)計(jì)量)，兩者呈基本一致的趨勢(shì)變化，表明湖徑流量的年際變化受到入湖徑流量的顯著影響。正序列統(tǒng)計(jì)量表明，1954—1960和 2002—2012兩個(gè)時(shí)段出入湖徑流量呈減少趨勢(shì)，1960—2002呈增加趨勢(shì)，且 1990—2002的增加趨勢(shì)更為明顯。除個(gè)別時(shí)間外(1960年和1965—1968，湖口站)，出入湖徑流量的 M-K 統(tǒng)計(jì)量均未超過(guò)α=0.05 顯著性檢驗(yàn)的臨界值(±1.96)，表明不論是減少還是增加，徑流量都呈不顯著的趨勢(shì)變化。出入湖徑流量的突變年份均為 1991 年。

圖4 1950—2012出入湖徑流量的 M-K 統(tǒng)計(jì)量

4 湖內(nèi)水位變化特征

4.1 年際變化

1950—2010鄱陽(yáng)湖湖內(nèi)棠萌站、都昌站、星子站和湖口站水位的年際變化如圖 5 所示。各站水位的漲落趨勢(shì)比較一致，從內(nèi)湖的棠萌站至外湖的湖口站，水位多年均值分別為 14.57 m、13.82 m、13.34 m 和 12.81 m。各站最高水位均出現(xiàn)在1954年，分別為 16.81 m、16.52 m、16.10 m 和 15.59 m； 最低水位湖口站出現(xiàn)在 1971 年，為 10.96 m。其余3站均出現(xiàn)在 2009 年，分別為 13.01 m、11.94 m 和11.55 m。對(duì)湖內(nèi)各站水位與入湖徑流量之間進(jìn)行線性回歸分析(見(jiàn)表4)，表明湖內(nèi)水位變化受五河入湖徑流量的影響。從內(nèi)湖的棠萌站至外湖的湖口站，a值保持不變(0.002)，b值和相關(guān)系數(shù)(R2)均逐漸減小，表明越往外湖，湖內(nèi)水位變化受入湖徑流量的影響程度有所降低。B值沿程變化逐漸減小。棠萌站-都昌站減小 1.15，都昌站-星子站減小 0.58，星子站-湖口站減小 0.48，表明湖內(nèi)水位變化除受入湖徑流量的影響外，還與湖泊形態(tài)有關(guān)。內(nèi)湖的棠萌站和都昌站所處位置，湖泊較為寬闊，而外湖的星子站和湖口站所處位置，湖泊相對(duì)狹窄，在低水位時(shí)具有河道的特性[11]。

圖5 湖內(nèi)各站水位的年際變化

表4 湖內(nèi)各站水位變化與出入湖徑流量的關(guān)系

4.2 年內(nèi)月際變化

鄱陽(yáng)湖內(nèi)各站水位年內(nèi)變化趨勢(shì)相當(dāng)一致，見(jiàn)圖6(a)，從 1 月開(kāi)始水位逐漸升高，至 7 月達(dá)到最高值，而后開(kāi)始逐漸降低。最高值的 7 月，由內(nèi)湖的棠萌站到外湖的湖口站各站多年均值分別為 16.63 m、16.54 m、16.49 m 和 15.88 m；最低值的 1 月，各站多年均值分別為 12.54 m、10.56 m、9.03 m和 8.02 m，低水位時(shí)的水位變幅(4.52 m)遠(yuǎn)大于高水位時(shí)的水位變幅(0.75 m)，這是由于高水位時(shí)受長(zhǎng)江的頂托或倒灌作用，低水位時(shí)外湖具有河道的特性。圖 6(c) 和圖 6(d) 表明各站水位的年內(nèi)變化與出入湖徑流量并不一致，7—9 月是水位較高的3個(gè)月，而 4—6 月是徑流量較多的3個(gè)月；出入湖徑流量最多的為6 月，水位并未達(dá)到最高值，而水位最高的 7 月，出入湖徑流量已顯著減少。這是由于 4—6 月是鄱陽(yáng)湖流域五河入湖徑流量增速最快的季節(jié)，7—9 月是長(zhǎng)江干流徑流量最多的季節(jié)，該時(shí)段長(zhǎng)江對(duì)鄱陽(yáng)湖的頂托或倒灌作用，使得鄱陽(yáng)湖水位繼續(xù)升高。年內(nèi)入湖徑流量與水位(以棠萌站為例)的關(guān)系呈逆時(shí)針繩套型，見(jiàn)圖6(b)，在 1—6 月的漲水階段，入湖徑流量與水位之間呈顯著的線性函數(shù)關(guān)系，表明此時(shí)段湖內(nèi)水位變化主要受入湖徑流量的影響，長(zhǎng)江作用并不明顯； 在 7—12 月的落水階段，入湖徑流量與水位之間未呈線性函數(shù)關(guān)系，表明此時(shí)段鄱陽(yáng)湖水位變化除受入湖徑流量的影響外，還受到較強(qiáng)的長(zhǎng)江作用。

圖6 湖內(nèi)各站水位年內(nèi)變化(a)、入湖徑流量與棠萌站水位之間的關(guān)系(b)和年內(nèi)變化(c)、 出湖徑流量與湖口站水位年內(nèi)變化(d)

5 鄱陽(yáng)湖與長(zhǎng)江相互作用關(guān)系

5.1 年際變化

以入湖徑流量的豐枯情況來(lái)表征鄱陽(yáng)湖作用強(qiáng)度，見(jiàn)圖7(a)，以長(zhǎng)江對(duì)鄱陽(yáng)湖作用的天數(shù)來(lái)表征長(zhǎng)江作用強(qiáng)度，見(jiàn)圖7(b)。由圖 7(b) 可以看出，1956—2010長(zhǎng)江作用強(qiáng)度呈減弱的趨勢(shì)變化，且存在著比較明顯的年際波動(dòng)。長(zhǎng)江作用較強(qiáng)的兩個(gè)時(shí)期為 1960s 和 1980s 初，這兩個(gè)時(shí)期長(zhǎng)江中上游降雨量偏多[22]，使得長(zhǎng)江徑流量增大，而同期鄱陽(yáng)湖流域降雨量偏少(見(jiàn)圖3(a))，枯水年出現(xiàn)的次數(shù)較多(見(jiàn)圖7(a))，導(dǎo)致入湖徑流量減小，相對(duì)增強(qiáng)了長(zhǎng)江作用(頂托或倒灌作用)，可使得鄱陽(yáng)湖水文抬升。長(zhǎng)江作用較弱的兩個(gè)時(shí)期為 1970s 和 1990s，這兩個(gè)時(shí)期長(zhǎng)江中上游降雨量偏少，使得長(zhǎng)江徑流量減小，而同期鄱陽(yáng)湖流域降雨量偏多(見(jiàn)圖3(a))，豐水年出現(xiàn)的次數(shù)較多(見(jiàn)圖7(a))，使得入湖徑流量增大，鄱陽(yáng)湖作用增強(qiáng)，可增加長(zhǎng)江下游徑流量。因此，從年際變化上來(lái)看，五河入湖徑流量是鄱陽(yáng)湖水位變化的主要因素，在很大程度上影響著鄱陽(yáng)湖與長(zhǎng)江相互作用關(guān)系的強(qiáng)弱變化。

圖7 入湖徑流量豐枯變化(a)和長(zhǎng)江作用的天數(shù)(b)

5.2 年內(nèi)變化

典型年份(1963 年枯水年和 1998 年豐水年)長(zhǎng)江九江站和鄱陽(yáng)湖湖口站水位的年內(nèi)變化過(guò)程如圖 8 所示，鄱陽(yáng)湖與長(zhǎng)江之間相互作用可分為3個(gè)階段：4—6 月的鄱陽(yáng)湖作用期，7—11 月的長(zhǎng)江作用期和 12月至次年3月的鄱陽(yáng)湖作用期。4 月鄱陽(yáng)湖流域開(kāi)始進(jìn)入汛期，入湖徑流量增加， 鄱陽(yáng)湖對(duì)長(zhǎng)江作用增強(qiáng)，抬升了長(zhǎng)江水位，使得湖口站與九江站的水位差減小，見(jiàn)圖8(a)、圖8(b)，豐水年更加明顯(見(jiàn)圖8(b))，但湖口站水位仍高于九江站。6 月長(zhǎng)江進(jìn)入汛期，九江站水位開(kāi)始高于湖口站，長(zhǎng)江對(duì)鄱陽(yáng)湖作用開(kāi)始占據(jù)優(yōu)勢(shì)，7 月長(zhǎng)江進(jìn)入主汛期，流量增大，水位抬升，形成的高流量和高水位徑流對(duì)鄱陽(yáng)湖產(chǎn)生頂托或倒灌作用，使鄱陽(yáng)湖水位繼續(xù)抬升，這種狀況一直持續(xù)到 9 月才隨著長(zhǎng)江水位的降低開(kāi)始下降，見(jiàn)圖8(a)、圖8(b)，10—11 月鄱陽(yáng)湖流域開(kāi)始進(jìn)入枯水季(見(jiàn)表1)，鄱陽(yáng)湖作用持續(xù)減弱，長(zhǎng)江作用仍主導(dǎo)著湖口站水位變化，此階段九江站水位仍高于湖口站水位。12月至次年3月湖口站和九江站水位均較低，江-湖水量交換較弱，此階段湖口站水位高于九江站，且兩者的水位差較大，尤其是枯水年，表明此階段以鄱陽(yáng)湖徑流匯入長(zhǎng)江為主，并影響著長(zhǎng)江水位變化。因此，無(wú)論是在豐水年還是枯水年，長(zhǎng)江的低水位都會(huì)加劇鄱陽(yáng)湖旱情，極大地影響著鄱陽(yáng)湖的濕地生態(tài)系統(tǒng)環(huán)境。

圖8 豐枯年長(zhǎng)江九江站和鄱陽(yáng)湖湖口站年內(nèi)水位變化

5.3 長(zhǎng)江水倒灌入湖的特征統(tǒng)計(jì)

1950—2010共有 47 a發(fā)生過(guò)江水倒灌入湖現(xiàn)象，主要發(fā)生在長(zhǎng)江作用較強(qiáng)的 1960s 和 1980s 兩個(gè)時(shí)期(見(jiàn)圖9)。47 a中江水倒灌累計(jì)天數(shù) 720 d，年均 15.32 d；累計(jì)次數(shù) 125 次，年均 2.66次；累計(jì)倒灌水量 1 411.27 億m3，年均 30.03 億m3。江水倒灌入湖天數(shù)最多(47 d)的年份是 1958年，水量最多(113.86 億m3)的年份為 1991 年，流量最大(7 987 m3/s)的年份為 1952 年。未發(fā)生江水倒灌的有 14 a(見(jiàn)圖9)，分別是 1950年、1954年、1972年、1977年、1992—1993、1995年、1997—1999、2001—2002、2006年和2010年。江水發(fā)生倒灌與湖口站水位無(wú)必然聯(lián)系，湖口站出現(xiàn)高、低水位時(shí)均可發(fā)生倒灌，如1967年江水倒灌期間，湖口站日均最低水位僅為11.16 m，日均最高水位為15.30 m；1996年江水倒灌期間，湖口站日均最低水位為17.72 m，日均最高水位達(dá)到21.12 m。

就年內(nèi)分布來(lái)說(shuō)，1—5月未發(fā)生過(guò)江水倒灌現(xiàn)象，江水倒灌一般發(fā)生在6—11月，且主要集中在7—9月的長(zhǎng)江主汛期(6月發(fā)生江水倒灌的年有5 a，7月的有24 a，8月的有26 a，9月有34 a，10月的有13 a，11月的有5 a)。從7月開(kāi)始，長(zhǎng)江進(jìn)入主汛期，流量增大，水位抬升，長(zhǎng)江的高流量和高水位容易對(duì)鄱陽(yáng)湖產(chǎn)生倒灌，這種狀況一直持續(xù)到9月，隨著長(zhǎng)江主汛期結(jié)束，江水倒灌的次數(shù)開(kāi)始減少。

圖9 長(zhǎng)江水倒灌入湖天數(shù)

6 結(jié) 論

通過(guò)對(duì)1950—2012鄱陽(yáng)湖流域出入湖徑流量、1950—2010湖內(nèi)各站水位以及江-湖相互作用進(jìn)行系統(tǒng)分析，得出以下幾點(diǎn)結(jié)論：

1)鄱陽(yáng)湖出入湖徑流量呈明顯的年際波動(dòng)，其較小的變差系數(shù)表明年際分布比較均勻；入湖徑流量主要集中在4—6月，其較大的變差系數(shù)表明年內(nèi)分配不均勻。入湖徑流量的年際變化主要受降雨量的影響，兩者具有高度的正相關(guān)性。

2)鄱陽(yáng)湖湖內(nèi)各站水位的年際漲落趨勢(shì)比較一致，從內(nèi)湖至外湖水位相應(yīng)降低。湖內(nèi)水位變化除受入湖徑流量的影響外，還可能受到湖泊形態(tài)的影響。湖內(nèi)各站水位的年內(nèi)變化與入湖徑流量并不一致。水位較高的3個(gè)月是7—9月。而徑流量較多的3個(gè)月是4—6月，表明湖內(nèi)水位變化還受到長(zhǎng)江作用的影響。

3)1956—2010長(zhǎng)江對(duì)鄱陽(yáng)湖作用的強(qiáng)度呈逐漸減弱的趨勢(shì)，且存在著比較明顯的年際變化。長(zhǎng)江作用較強(qiáng)的時(shí)期為1960s和1970s末—1990s初。鄱陽(yáng)湖作用較強(qiáng)的時(shí)期為1960s末至1970s末和1990s初至2000s初。與入湖徑流量的豐枯變化相反。鄱陽(yáng)湖與長(zhǎng)江相互作用的年內(nèi)過(guò)程可分為4—6月的鄱陽(yáng)湖作用期(洪水季)。7—11月的長(zhǎng)江作用期和12月至次年3月的鄱陽(yáng)湖作用期(枯水季)，這主要與長(zhǎng)江中上游與鄱陽(yáng)湖流域相反的降雨分布格局密切相關(guān)。

4)1950—2010共有47 a發(fā)生江水倒灌入湖現(xiàn)象。主要集中在長(zhǎng)江作用較強(qiáng)的1950s末至1970s初和1970s末至1990s初；江水倒灌年一般發(fā)生在6—11月。主要集中在7—9月，這主要是從7月開(kāi)始，長(zhǎng)江進(jìn)入主汛期，流量增大，水位抬升，高流量和高水位容易對(duì)鄱陽(yáng)湖產(chǎn)生倒灌作用。