鄱阳湖出入湖径流量变化过程及与长江相互作用关系

俞珊妮，彭 俊，谷梓鹏，龚传康

(滁州学院 地理信息与旅游学院，安徽 滁州 239000)

1 流域概况

鄱阳湖是中国第一大淡水湖。在长江流域系统中维护生态多样性和调蓄洪水发挥着巨大的作用。但1970s以来鄱阳湖出现了湖区面积缩减、枯水期水位连创新低和湿地生态系统遭受破坏等现象[1-3]。人类活动(如湖滩垦殖和湖内挖沙)是一方面，气候变化引起的出入湖径流量变化也是至关重要的因素。国内学者运用不同方法从不同角度进行研究，如综合多年数据系统分析鄱阳湖流域各水文控制站和湖口站的水沙变化特征[4-5]。运用小波分析法分析鄱阳湖流域五河水文控制站径流量的周期变化特征，认为存在2～4 a的周期变化[6-7]。运用M-K检验法对鄱阳湖流域径流序列进行趋势和突变分析[8]，定量化描述长江对鄱阳湖水量变化的影响[9]和湖口站水位的高低对湖内水位变化的影响[10]。定量计算和分析三峡水库蓄水期对鄱阳湖枯水期的影响[11]以及三峡水库运行和区域气候变化对长江与鄱阳湖相互作用的影响程度[12]。以往的研究多侧重于鄱阳湖流域地表径流的变化过程以及三峡工程对鄱阳湖的影响，尚缺少对鄱阳湖流域水沙和湖内水位变化过程以及鄱阳湖与长江相互作用关系的综合分析。因此，本文根据1950—2012鄱阳湖出入湖径流量资料和1950—2010湖内各站水位资料，分析近60 a鄱阳湖出入湖径流量和湖内水位的变化过程及其影响因素，并探讨鄱阳湖与长江的相互作用关系。

鄱阳湖位于江西省北部、长江中下游南岸，南北长约173 km，东西宽约 16.9 km。湖岸线总长约1 200 km，流域面积 16.22 万 km2。约占长江流域面积的 9%，是中国最大的淡水湖。鄱阳湖主要承纳赣江、抚河、信江、饶河、修水五大河流以及博阳河、漳田河、清丰山溪、潼津河等小河流的水沙。经调蓄后于湖口汇入长江(见图 1)，它是一个过水性、吞吐型和季节性的湖泊。鄱阳湖洪水季节时湖水面积 4 078 km2，容积 301×108m3，枯水季节时湖水面积仅 500 km2，容积 9×108m3。湖泊表现为高水位时呈湖相，低水位时呈河相，形成“洪水一片，枯水一线”的独特景观。

图1 鄱阳湖流域

2 研究数据和方法

将五河(赣江外洲站、抚河李家渡站、信江梅港站、饶河虎山站和修水万家埠站)径流量之和作为鄱阳湖入湖径流量，湖口站径流量作为鄱阳湖出湖径流量，时间序列为 1950—2012，2000 年以前的径流量数据由江西省水文局提供。2000 年以后来源于长江水文网公布的《长江泥沙公报》(http://www.cjw.com.cn/zwzc/bmgb/nsgb)。选择湖内的棠萌站、都昌站、星子站和湖口站进行水位变化分析，时间序列为 1950—2010，其中，棠萌站和都昌站代表内湖站，星子站和湖口站代表外湖站(见图1)，水位数据和水位基准数据均由江西省水文局提供。流域年降雨量数据由江西省气象局提供，根据全流域 87 个气象站年降雨量推求得到，时间序列为 1961—2012。长江作用天数和江水倒灌入湖的特征统计来源于相关文献资料[10,13-14 ]。

利用时间序列的变差系数(Cv)来评价鄱阳湖出入湖径流量的时间分布不均匀性[15]。根据水利部信息中心编制的水文预报规范[16]，对入湖径流量的丰枯情况进行划分。运用 Mann-Kendall 非参数检验法(简称 M-K 法)对鄱阳湖出入湖径流量的趋势变化进行分析[17-18]，该方法不要求变量具有正态分布特征，也不受少数异常值干扰，常用来进行水文变量的趋势和突变检验。

3 出入湖径流量及其趋势变化

3.1 径流量年际和年内变化

鄱阳湖出入湖年径流量呈明显的年际波动，且两者的变化过程基本保持一致,见图2(a)，表明出湖径流量主要受入湖径流量的影响。1950—2012入湖径流量多年均值为 1 101 亿m3，出湖径流量多年均值为 1 502 亿m3(见表1、表2)，其中，最大值均出现在 1998 年，分别为 1 698 亿m3和2 662 亿m3，最小值均出现在 1963 年，分别为 449 亿m3和 564 亿m3。入湖径流量的年际变差系数Cv值为 0.26，表明径流量的年际波动比较平缓，水资源的年际分布比较均匀。

鄱阳湖出入湖径流量从 1—12月呈先增加后减少的变化过程，最大值均出现在 6 月,见图2(b)，分别为 213 亿m3(入湖)和 234 亿m3(出湖)，最小值入湖出现在 12 月，为 33 亿m3。出湖出现在1月，为 48 亿m3(见表1、表2)。4—6 月为入湖径流量比较集中的月份，达到 556 亿m3，占径流量多年均值的 50.5%。入湖径流量的年内变差系数Cv值为 0.69，表明径流量的年内分布不均匀。

入湖径流量的年代际变化表现为高低交替出现的规律(见表 1)，径流量相对较高的年代为 1950s、1970s 和 1990s。相对较低的年代为 1960s、1980s 和 2000s，最高的为 1990s，达到 1 247 亿m3。高于多年均值 146 亿m3，最低的为 1960s，为 961 亿m3，低于多年均值 140 亿m3。

图2 鄱阳湖出入湖径流量变化过程

表1 鄱阳湖入湖径流量亿m3

表2 鄱阳湖出湖径流量 亿m3

3.2 降雨对入湖径流量的影响

1961—2012鄱阳湖流域年均降雨量为 1 636 mm，年均入湖径流量为 1 088 亿m3。入湖径流量的年际变化与降雨量保持一致,见图3(a)，两者之间具有显著的正相关性：Q= 1.025 5P-591.21,R2=0.896 5，见图3(b)，说明入湖径流量的年际变化主要受降雨量的影响。表 3 统计了在年代际尺度上流域年均降雨量及其距平值，1970s 和 1980s 的年均降雨量与多年均值相差较少，1960s、1990s 和 2000s 的年均降雨量与多年均值相差较多。其中， 1960s 的明显低于多年均值，1990s 的显著高于多年均值。根据柳艳香等[19]研究，1960s 中国夏季主要多雨带位置偏北，东南部普遍偏旱，长江中下游梅雨减弱；1990s 中国夏季主要多雨带南移，长江中下游梅雨偏强，汛期降水明显增多，且夏季暴雨频率增加以及潜在蒸发量减少[8, 20]。

图3 降雨量的年际变化及与入湖径流量之间的关系

表3 不同年代的降雨量及距平值 mm

3.3 径流量的趋势变化

1950—2012鄱阳湖出入湖径流量的 M-K 统计量如图 4 所示(UF 表示正序列统计量，UB 表示负序列统计量)，两者呈基本一致的趋势变化，表明湖径流量的年际变化受到入湖径流量的显著影响。正序列统计量表明，1954—1960和 2002—2012两个时段出入湖径流量呈减少趋势，1960—2002呈增加趋势，且 1990—2002的增加趋势更为明显。除个别时间外(1960年和1965—1968，湖口站)，出入湖径流量的 M-K 统计量均未超过α=0.05 显著性检验的临界值(±1.96)，表明不论是减少还是增加，径流量都呈不显著的趋势变化。出入湖径流量的突变年份均为 1991 年。

图4 1950—2012出入湖径流量的 M-K 统计量

4 湖内水位变化特征

4.1 年际变化

1950—2010鄱阳湖湖内棠萌站、都昌站、星子站和湖口站水位的年际变化如图 5 所示。各站水位的涨落趋势比较一致，从内湖的棠萌站至外湖的湖口站，水位多年均值分别为 14.57 m、13.82 m、13.34 m 和 12.81 m。各站最高水位均出现在1954年，分别为 16.81 m、16.52 m、16.10 m 和 15.59 m； 最低水位湖口站出现在 1971 年，为 10.96 m。其余3站均出现在 2009 年，分别为 13.01 m、11.94 m 和11.55 m。对湖内各站水位与入湖径流量之间进行线性回归分析(见表4)，表明湖内水位变化受五河入湖径流量的影响。从内湖的棠萌站至外湖的湖口站，a值保持不变(0.002)，b值和相关系数(R2)均逐渐减小，表明越往外湖，湖内水位变化受入湖径流量的影响程度有所降低。B值沿程变化逐渐减小。棠萌站-都昌站减小 1.15，都昌站-星子站减小 0.58，星子站-湖口站减小 0.48，表明湖内水位变化除受入湖径流量的影响外，还与湖泊形态有关。内湖的棠萌站和都昌站所处位置，湖泊较为宽阔，而外湖的星子站和湖口站所处位置，湖泊相对狭窄，在低水位时具有河道的特性[11]。

图5 湖内各站水位的年际变化

表4 湖内各站水位变化与出入湖径流量的关系

4.2 年内月际变化

鄱阳湖内各站水位年内变化趋势相当一致，见图6(a)，从 1 月开始水位逐渐升高，至 7 月达到最高值，而后开始逐渐降低。最高值的 7 月，由内湖的棠萌站到外湖的湖口站各站多年均值分别为 16.63 m、16.54 m、16.49 m 和 15.88 m；最低值的 1 月，各站多年均值分别为 12.54 m、10.56 m、9.03 m和 8.02 m，低水位时的水位变幅(4.52 m)远大于高水位时的水位变幅(0.75 m)，这是由于高水位时受长江的顶托或倒灌作用，低水位时外湖具有河道的特性。图 6(c) 和图 6(d) 表明各站水位的年内变化与出入湖径流量并不一致，7—9 月是水位较高的3个月，而 4—6 月是径流量较多的3个月；出入湖径流量最多的为6 月，水位并未达到最高值，而水位最高的 7 月，出入湖径流量已显著减少。这是由于 4—6 月是鄱阳湖流域五河入湖径流量增速最快的季节，7—9 月是长江干流径流量最多的季节，该时段长江对鄱阳湖的顶托或倒灌作用，使得鄱阳湖水位继续升高。年内入湖径流量与水位(以棠萌站为例)的关系呈逆时针绳套型，见图6(b)，在 1—6 月的涨水阶段，入湖径流量与水位之间呈显著的线性函数关系，表明此时段湖内水位变化主要受入湖径流量的影响，长江作用并不明显； 在 7—12 月的落水阶段，入湖径流量与水位之间未呈线性函数关系，表明此时段鄱阳湖水位变化除受入湖径流量的影响外，还受到较强的长江作用。

图6 湖内各站水位年内变化(a)、入湖径流量与棠萌站水位之间的关系(b)和年内变化(c)、 出湖径流量与湖口站水位年内变化(d)

5 鄱阳湖与长江相互作用关系

5.1 年际变化

以入湖径流量的丰枯情况来表征鄱阳湖作用强度，见图7(a)，以长江对鄱阳湖作用的天数来表征长江作用强度，见图7(b)。由图 7(b) 可以看出，1956—2010长江作用强度呈减弱的趋势变化，且存在着比较明显的年际波动。长江作用较强的两个时期为 1960s 和 1980s 初，这两个时期长江中上游降雨量偏多[22]，使得长江径流量增大，而同期鄱阳湖流域降雨量偏少(见图3(a))，枯水年出现的次数较多(见图7(a))，导致入湖径流量减小，相对增强了长江作用(顶托或倒灌作用)，可使得鄱阳湖水文抬升。长江作用较弱的两个时期为 1970s 和 1990s，这两个时期长江中上游降雨量偏少，使得长江径流量减小，而同期鄱阳湖流域降雨量偏多(见图3(a))，丰水年出现的次数较多(见图7(a))，使得入湖径流量增大，鄱阳湖作用增强，可增加长江下游径流量。因此，从年际变化上来看，五河入湖径流量是鄱阳湖水位变化的主要因素，在很大程度上影响着鄱阳湖与长江相互作用关系的强弱变化。

图7 入湖径流量丰枯变化(a)和长江作用的天数(b)

5.2 年内变化

典型年份(1963 年枯水年和 1998 年丰水年)长江九江站和鄱阳湖湖口站水位的年内变化过程如图 8 所示，鄱阳湖与长江之间相互作用可分为3个阶段：4—6 月的鄱阳湖作用期，7—11 月的长江作用期和 12月至次年3月的鄱阳湖作用期。4 月鄱阳湖流域开始进入汛期，入湖径流量增加， 鄱阳湖对长江作用增强，抬升了长江水位，使得湖口站与九江站的水位差减小，见图8(a)、图8(b)，丰水年更加明显(见图8(b))，但湖口站水位仍高于九江站。6 月长江进入汛期，九江站水位开始高于湖口站，长江对鄱阳湖作用开始占据优势，7 月长江进入主汛期，流量增大，水位抬升，形成的高流量和高水位径流对鄱阳湖产生顶托或倒灌作用，使鄱阳湖水位继续抬升，这种状况一直持续到 9 月才随着长江水位的降低开始下降，见图8(a)、图8(b)，10—11 月鄱阳湖流域开始进入枯水季(见表1)，鄱阳湖作用持续减弱，长江作用仍主导着湖口站水位变化，此阶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较低，江-湖水量交换较弱，此阶段湖口站水位高于九江站，且两者的水位差较大，尤其是枯水年，表明此阶段以鄱阳湖径流汇入长江为主，并影响着长江水位变化。因此，无论是在丰水年还是枯水年，长江的低水位都会加剧鄱阳湖旱情，极大地影响着鄱阳湖的湿地生态系统环境。

图8 丰枯年长江九江站和鄱阳湖湖口站年内水位变化

5.3 长江水倒灌入湖的特征统计

1950—2010共有 47 a发生过江水倒灌入湖现象，主要发生在长江作用较强的 1960s 和 1980s 两个时期(见图9)。47 a中江水倒灌累计天数 720 d，年均 15.32 d；累计次数 125 次，年均 2.66次；累计倒灌水量 1 411.27 亿m3，年均 30.03 亿m3。江水倒灌入湖天数最多(47 d)的年份是 1958年，水量最多(113.86 亿m3)的年份为 1991 年，流量最大(7 987 m3/s)的年份为 1952 年。未发生江水倒灌的有 14 a(见图9)，分别是 1950年、1954年、1972年、1977年、1992—1993、1995年、1997—1999、2001—2002、2006年和2010年。江水发生倒灌与湖口站水位无必然联系，湖口站出现高、低水位时均可发生倒灌，如1967年江水倒灌期间，湖口站日均最低水位仅为11.16 m，日均最高水位为15.30 m；1996年江水倒灌期间，湖口站日均最低水位为17.72 m，日均最高水位达到21.12 m。

就年内分布来说，1—5月未发生过江水倒灌现象，江水倒灌一般发生在6—11月，且主要集中在7—9月的长江主汛期(6月发生江水倒灌的年有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)。从7月开始，长江进入主汛期，流量增大，水位抬升，长江的高流量和高水位容易对鄱阳湖产生倒灌，这种状况一直持续到9月，随着长江主汛期结束，江水倒灌的次数开始减少。

图9 长江水倒灌入湖天数

6 结 论

通过对1950—2012鄱阳湖流域出入湖径流量、1950—2010湖内各站水位以及江-湖相互作用进行系统分析，得出以下几点结论：

1)鄱阳湖出入湖径流量呈明显的年际波动，其较小的变差系数表明年际分布比较均匀；入湖径流量主要集中在4—6月，其较大的变差系数表明年内分配不均匀。入湖径流量的年际变化主要受降雨量的影响，两者具有高度的正相关性。

2)鄱阳湖湖内各站水位的年际涨落趋势比较一致，从内湖至外湖水位相应降低。湖内水位变化除受入湖径流量的影响外，还可能受到湖泊形态的影响。湖内各站水位的年内变化与入湖径流量并不一致。水位较高的3个月是7—9月。而径流量较多的3个月是4—6月，表明湖内水位变化还受到长江作用的影响。

3)1956—2010长江对鄱阳湖作用的强度呈逐渐减弱的趋势，且存在着比较明显的年际变化。长江作用较强的时期为1960s和1970s末—1990s初。鄱阳湖作用较强的时期为1960s末至1970s末和1990s初至2000s初。与入湖径流量的丰枯变化相反。鄱阳湖与长江相互作用的年内过程可分为4—6月的鄱阳湖作用期(洪水季)。7—11月的长江作用期和12月至次年3月的鄱阳湖作用期(枯水季)，这主要与长江中上游与鄱阳湖流域相反的降雨分布格局密切相关。

4)1950—2010共有47 a发生江水倒灌入湖现象。主要集中在长江作用较强的1950s末至1970s初和1970s末至1990s初；江水倒灌年一般发生在6—11月。主要集中在7—9月，这主要是从7月开始，长江进入主汛期，流量增大，水位抬升，高流量和高水位容易对鄱阳湖产生倒灌作用。