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长江流域水资源分布与利用研究长江流域，作为中国最大河流，承载了亿万民众的生活和发展。
然而，随着人口的增长和经济的发展，对于水资源的需求也越来越大，对水资源的利用和管理的研究成为了一个非常重要的课题。
本文将从长江流域水资源的分布、利用和管理等方面进行探讨。
1. 长江流域水资源的分布长江流域的水资源分布十分不均匀，主要表现在以下几个方面：首先，地理位置上。
长江流域包括川、黔、滇、藏、青、甘、宁、陕、湖、鄂、渝、皖、闽、赣、鲁等15个省份，面积约111万平方公里，其中，长江干流长度约6300公里，沿流域水资源的分布呈现出南多北少、西多东少的格局。
其次，季节性。
鉴于最多降水期与最少降水期在南北方向上的时间差异，江南地区的水资源主要在夏季丰沛，而长江上游地区以及长江中游地区则以春、秋季节多雨多暴雪为主。
再次，水质的好坏。
受到工农业生产和人口的污染，长江流域的水质也有很大的差距。
据统计，长江干流1000公里以上的主要支流有106条，超半数的支流已经污染超标。
其中，以洞庭湖、鄱阳湖、太湖、酒泉水库等著名的水体被污染严重。
2. 长江流域的水资源利用长江流域的水资源利用也是一个非常值得探讨的问题。
随着工农业生产的发展和人口的增长，水资源的需求日益增加，长江流域的水资源越来越匮乏。
对于水资源的利用水平与方式，我们可以从以下三个方面来看：首先，人类生产生活用水。
众所周知，人体对于水的需求非常大，因此人类对于水资源的利用是居于首要的位置。
根据统计，2019年长江流域的城镇供水量约为421亿立方米，占全国总体供水量份额的27.7%。
与此同时，工农业灌溉用水也显得越来越重要，据公开数据披露，2003年至2012年期间，长江三角洲地区的农业用水比重逐年增长，2012年略高于七成。
其次，水力发电。
长江流域的水力发电资源丰富，电力对于经济的推动作用也非常明显。
截至2019年底，长江干流流域已建成电站居全国各河网之首，并且能源结构亦一直遵从着降耗减排、高效稳定的战略方向。
长江中下游“一江两湖”泥沙分布格局研究
朱玲玲
【期刊名称】《人民长江》
【年(卷),期】2017(048)011
【摘要】长江中下游“一江两湖”交织,形成我国最为庞大和复杂的江湖水网,是水资源最为丰富的地区,亦是长江经济带发展规划的重点区域.近60 a来,江湖系统内、外部人类活动频繁,规模大,致使泥沙来源、来量及分布格局显著变化,江湖关系相应调整.基于江湖系统不同控制区的泥沙通量计算,揭示了“一江两湖”泥沙分布格局
调整的3个特征阶段:1956～1980年江平衡、湖沉积,1981～2002年江湖同沉积
和2003～2015年江湖同补给.下荆江裁弯、水土保持工程、湖泊围垦和水利枢纽
工程等多重人类活动以及极端的水文情势,对江湖泥沙分布格局阶段的调整影响明显.
【总页数】5页(P27-31)
【作者】朱玲玲
【作者单位】长江水利委员会水文局,湖北武汉430010
【正文语种】中文
【中图分类】TV149
【相关文献】
1.西藏“一江两河”流域土地沙化空间分布研究 [J], 李永霞;方江平
2.流域特征及景观格局对泥沙输移比的影响研究综述 [J], 王然;岳德鹏;王计平
3.三峡工程运行后长江中下游河道设计频率水文年泥沙模拟研究 [J], 李振青;吴昌洪;李会云;杜晓阳
4.基于广义帕累托分布的长江中下游极端降水重现期研究 [J], 牟婷婷;林爱文;方建
5.长江中下游洪枯季泥沙絮凝研究 [J], 郭超;何青
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第３５卷第５期２０１５年５月环㊀境㊀科㊀学㊀学㊀报㊀ＡｃｔａＳｃｉｅｎｔｉａｅＣｉｒｃｕｍｓｔａｎｔｉａｅＶｏｌ．３５，Ｎｏ．５Ｍａｙ，２０１５基金项目：国家重点基础研究发展计划项目（Ｎｏ．２０１２ＣＢ４１７００４）；国家自然科学基金（Ｎｏ．５０８７９０９３，４１１７３１１８）ＳｕｐｐｏｒｔｅｄｂｙｔｈｅＮａｔｉｏｎａｌＢａｓｉｃＲｅｓｅａｒｃｈＰｒｏｇｒａｍｏｆＣｈｉｎａ（Ｎｏ．２０１２ＣＢ４１７００４）ａｎｄｔｈｅＮａｔｉｏｎａｌＮａｔｕｒａｌＳｃｉｅｎｃｅＦｏｕｎｄａｔｉｏｎｏｆＣｈｉｎａ（Ｎｏ．５０８７９０９３，４１１７３１１８）作者简介：杜彦良（１９７４ ），女，高级工程师（博士），Ｅ⁃ｍａｉｌ：ｄｕｙｌ＠ｉｗｈｒ．ｃｏｍ；∗通讯作者（责任作者）Ｂｉｏｇｒａｐｈｙ：ＤＵＹａｎｌｉａｎｇ（１９７４ ），ｆｅｍａｌｅ，ｅｎｇｉｎｅｅｒ（Ｐｈ．Ｄ．），Ｅ⁃ｍａｉｌ：ｄｕｙｌ＠ｉｗｈｒ．ｃｏｍ；∗ＣｏｒｒｅｓｐｏｎｄｉｎｇａｕｔｈｏｒＤＯＩ：１０．１３６７１／ｊ．ｈｊｋｘｘｂ．２０１４．１０４７杜彦良，周怀东，彭文启，等．２０１５．近１０年流域江湖关系变化作用下鄱阳湖水动力及水质特征模拟［Ｊ］．环境科学学报，３５（５）：１２７４⁃１２８４ＤｕＹＬ，ＺｈｏｕＨＤ，ＰｅｎｇＷＱ，ｅｔａｌ．２０１５．Ｍｏｄｅｌｉｎｇｔｈｅｉｍｐａｃｔｓｏｆｔｈｅｃｈａｎｇｅｏｆｒｉｖｅｒ⁃ｌａｋｅｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｏｎｔｈｅｈｙｄｒｏｄｙｎａｍｉｃａｎｄｗａｔｅｒｑｕａｌｉｔｙｒｅｖｏｌｕｔｉｏｎｉｎＰｏｙａｎｇＬａｋｅ［Ｊ］．ＡｃｔａＳｃｉｅｎｔｉａｅＣｉｒｃｕｍｓｔａｎｔｉａｅ，３５（５）：１２７４⁃１２８４近１０年流域江湖关系变化作用下鄱阳湖水动力及水质特征模拟杜彦良∗，周怀东，彭文启，刘晓波，王世岩，殷淑华中国水利水电科学研究院，北京１０００３８收稿日期：２０１４⁃０３⁃３０㊀㊀㊀修回日期：２０１４⁃０８⁃１１㊀㊀㊀录用日期：２０１４⁃１２⁃１７摘要：鄱阳湖水文情势受流域来水及长江共同影响，近１０年流域㊁长江和鄱阳湖间关系发生了较大变化，导致了新的水文节律调整，进一步使得湖区水质环境发生变化．对近１０年序列（２００３ ２０１２年）和１９５６ ２００２年序列的多年平均的日水文过程进行对比，分析了鄱阳湖的流域入流㊁湖口出流及湖区水位的年内变化过程；近１０年鄱阳湖最高水位降低，湖相时间变短，河相时间增长；通过构建鄱阳湖的二维水动力水质模型，并采用实测２０１０年湖区水动力及水质数据对模型进行率定验证，在此基础上着重研究流域㊁江湖水文情势变化条件下，湖区的水动力和水质发生的变化．模拟结果显示，由于４ ６月间湖区丰水期滞后１３ｄ，８ １０月间枯水期提前２１ｄ，导致ＴＮ浓度在两个时间段内分别上升１０．６％和１２．４％，ＴＰ浓度在两期间内分别升高１１．７％和１３．６％．在８ １０月期间，湖区水位下降速率增加，南部与西部的碟型湖提前与主湖区分离，形成相对静水的水塘，加剧了碟型湖的富营养化风险．关键词：鄱阳湖；流域江湖关系变化；二维水动力水质模型；水动力水质影响模拟；ＴＮ和ＴＰ文章编号：０２５３⁃２４６８（２０１５）０５⁃１２７４⁃１１㊀㊀㊀中图分类号：Ｘ５２４㊀㊀㊀文献标识码：ＡＭｏｄｅｌｉｎｇｔｈｅｉｍｐａｃｔｓｏｆｔｈｅｃｈａｎｇｅｏｆｒｉｖｅｒ⁃ｌａｋｅｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｏｎｔｈｅｈｙｄｒｏｄｙｎａｍｉｃａｎｄｗａｔｅｒｑｕａｌｉｔｙｒｅｖｏｌｕｔｉｏｎｉｎＰｏｙａｎｇＬａｋｅＤＵＹａｎｌｉａｎｇ∗，ＺＨＯＵＨｕａｉｄｏｎｇ，ＰＥＮＧＷｅｎｑｉ，ＬＩＵＸｉａｏｂｏ，ＷＡＮＧＳｈｉｙａｎ，ＹＩＮＳｈｕｈｕａＣｈｉｎａＩｎｓｔｉｔｕｔｅｏｆＷａｔｅｒＲｅｓｏｕｒｃｅｓａｎｄＨｙｄｒｏｐｏｗｅｒＲｅｓｅａｒｃｈ，Ｂｅｉｊｉｎｇ１０００３８Ｒｅｃｅｉｖｅｄ３０Ｍａｒｃｈ２０１４；㊀㊀㊀ｒｅｃｅｉｖｅｄｉｎｒｅｖｉｓｅｄｆｏｒｍ１１Ａｕｇｕｓｔ２０１４㊀㊀㊀ａｃｃｅｐｔｅｄ１７Ｄｅｃｅｍｂｅｒ２０１４Ａｂｓｔｒａｃｔ：ＴｈｅｈｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌｒｅｇｉｍｅｃｏｎｄｉｔｉｏｎｏｆＰｏｙａｎｇＬａｋｅｗａｓｍａｉｎｌｙｉｎｆｌｕｅｎｃｅｄｂｙｗａｔｅｒｓｈｅｄｒｕｎｏｆｆａｎｄｔｈｅＹａｎｇｔｚｅＲｉｖｅｒ．Ｉｎｒｅｃｅｎｔ１０ｙｅａｒｓ，ｔｈｅｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐｏｆｂａｓｉｎ，ＹａｎｇｔｚｅｒｉｖｅｒａｎｄＰｏｙａｎｇｌａｋｅｈａｄｂｅｅｎｃｈａｎｇｅｄｇｒｅａｔｌｙ．Ｔｈｉｓｃｈａｎｇｅｎｏｔｏｎｌｙｃａｕｓｅｄａｎａｌｔｅｒｅｄｈｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌｒｈｙｔｈｍ，ｂｕｔａｌｓｏａｆｆｅｃｔｅｄｔｈｅｗａｔｅｒｅｎｖｉｒｏｎｍｅｎｔｉｎｔｈｅＬａｋｅ．Ｔｈｅａｖｅｒａｇｅｄａｉｌｙｈｙｄｒｏｌｏｇｉｃａｌｐｒｏｃｅｓｓｅｓｉｎｔｈｅｐｅｒｉｏｄｏｆ２００３ ２０１２ｈａｄｂｅｅｎｃｏｍｐａｒｅｄｗｉｔｈｔｈｏｓｅｉｎ１９５６ ２００２．Ｒｅｓｕｌｔｓｓｈｏｗｔｈａｔｓｅａｓｏｎａｌａｌｌｏｃａｔｉｏｎｓｏｆｂａｓｉｎｉｎｆｌｏｗａｎｄｌａｋｅｏｕｔｆｌｏｗｗｅｒｅａｌｔｅｒｅｄ，ｔｈｅｈｉｇｈｅｓｔｗａｔｅｒｌｅｖｅｌｗｅｒｅｄｅｃｒｅａｓｅｄ，ａｎｄｔｈｅｔｉｍｅｏｆｌｉｍｎｅｔｉｃｆａｃｉｅｓｏｆＰｏｙａｎｇＬａｋｅｗｅｒｅｓｈｏｒｔｅｎｅｄ．Ｆｕｒｔｈｅｒｍｏｒｅ，ａ２ｄｉｍｅｎｓｉｏｎａｌｎｕｍｅｒｉｃａｌｍｏｄｅｌｏｆｈｙｄｒｏｄｙｎａｍｉｃａｎｄｗａｔｅｒｑｕａｌｉｔｙｗａｓａｐｐｌｉｅｄｔｏｓｔｕｄｙｔｈｅｉｍｐａｃｔｓｏｆｔｈｅｃｈａｎｇｉｎｇｒｉｖｅｒ⁃ｌａｋｅｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐ，ａｎｄｔｈｅｍｏｄｅｌｗａｓｖａｌｉｄａｔｅｄｂｙｔｈｅｍｅａｓｕｒｅｄｄａｔａｉｎ２０１０．Ｔｈｅｒｅｓｕｌｔｓｒｅｖｅａｌｔｈａｔｗａｔｅｒｑｕａｌｉｔｙｂｅｃａｍｅｗｏｒｓｅｄｕｅｔｏｔｈｅｄｒｏｕｇｈｔｓｅａｓｏｎｃｏｍｉｎｇｅａｒｌｉｅｒ２１ｄａｙｓｄｕｒｉｎｇＡｕｇｔｏＮｏｖ，ａｎｄ１３ｄａｙｓｌａｇｇｉｎｇｏｆｆｌｏｏｄｓｅａｓｏｎｄｕｒｉｎｇＡｐｒｔｏＪｕｎ．ＴｈｅｃｏｎｃｅｎｔｒａｔｉｏｎｏｆＴＮｉｎＰｏｙａｎｇｌａｋｅｉｎｃｒｅａｓｅｄｂｙ１０．６％ａｎｄ１２．４％ｄｕｒｉｎｇｔｈｅｐｅｒｉｏｄｓｏｆＡｐｒｔｏＪｕｎ，ａｎｄＡｕｇｔｏＯｃｔ，ｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｌｙ．ＴＰｃｏｎｃｅｎｔｒａｔｉｏｎｉｎｃｒｅａｓｅｄｂｙ１１．７％ａｎｄ１３．６％ｄｕｒｉｎｇｔｈｅａｂｏｖｅｔｗｏｒｅｓｐｅｃｔｉｖｅｐｅｒｉｏｄｓ．Ｉｎｔｈｅｒｅｃｅｎｔ１０ｙｅａｒｓ，ｔｈｅｓｅｐａｒａｔｉｏｎｏｆｄｉｓｈ⁃ｓｈａｐｅｄｌａｋｅｓａｔｓｏｕｔｈａｎｄｗｅｓｔｏｆＰｏｙａｎｇＬａｋｅｆｒｏｍｔｈｅｍａｉｎｌａｋｅｏｃｃｕｒｒｅｄｅａｒｌｉｅｒｉｎｔｈｅｐｅｒｉｏｄｏｆＡｕｇｔｏＯｃｔｔｈａｎｔｈａｔｉｎ１９５６ ２００２．ｗｈｉｃｈｉｎｃｒｅａｓｅｄｔｈｅｒｉｓｋｏｆｅｕｔｒｏｐｈｉｃａｔｉｏｎ．Ｋｅｙｗｏｒｄｓ：ＰｏｙａｎｇＬａｋｅ；ｔｈｅｃｈａｎｇｅｏｆｒｉｖｅｒ⁃ｌａｋｅｒｅｌａｔｉｏｎｓｈｉｐ；ｄｅｐｔｈ⁃ａｖｅｒａｇｅｄ２Ｄｎｕｍｅｒｉｃａｌｍｏｄｅｌ；ｔｈｅｓｉｍｕｌａｔｉｏｎｏｆｔｈｅｉｍｐａｃｔｓｏｎｈｙｄｒｏｄｙｎａｍｉｃｓａｎｄｗａｔｅｒｑｕａｌｉｔｙ；ＴＮａｎｄＴＰ５期杜彦良等：近１０年流域江湖关系变化作用下鄱阳湖水动力及水质特征模拟１ 引言（Ｉｎｔｒｏｄｕｃｔｉｏｎ）鄱阳湖是我国第一大淡水湖泊，处于典型的中亚热带季风区，四季分明，雨量丰沛，水资源量丰富．鄱阳湖主要入湖河流有赣江㊁抚河㊁信江㊁饶河㊁修水，分别从南㊁东㊁西３面汇入，经鄱阳湖调蓄后，北部由湖口进入长江．鄱阳湖湖口注入长江的年均水量为１４２７亿ｍ３，大于黄河㊁淮河㊁海河三大河流入海水量的总和，占长江平均年径流量的１５．５％．鄱阳湖对长江及国家的生态安全㊁防洪调蓄㊁水资源管理㊁河口演化等有极大的意义．鄱阳湖湖区水文过程外受长江及流域来水控制，内受湖盆地形作用，呈现以年为周期的变化．在全球气候变化的大背景下，随着社会经济的快速发展等，长江及鄱阳湖流域上水利工程的建设运行，区域水资源时空分配的变化，流域江湖间相互作用的动态平衡关系不断进行调整和演变．进入２１世纪以来，鄱阳湖流域 旱涝 和 涝旱 转换越来越频繁，间隔年份不断缩短，鄱阳湖区低水位提前且持续时间延长（罗蔚，２０１３）．与２０世纪６０年代鄱阳湖流域水文特性相比，气候变化导致流域１９７０ ２０００年间年均产流增加１０５．０％ ２１２．１％，而人类活动的影响导致流域年均产流变化－５．０％ －１１２．１％（Ｙｅｅｔａｌ．，２０１３）．鄱阳湖流域１９５６ ２００９年的水文资料分析显示，流域径流年际变化在２０世纪较长时段呈增长趋势，１９９８年出现转折之后递减，下降速度略低于前期增长速度（胡春华，２０１０；刘健等，２００９；Ｄａｉｅｔａｌ．，２００８；郑海金等，２０１２）．罗蔚等（２０１３）分析鄱阳湖年入湖总水量在１９５９ ２００９年中无明显趋势性变化，年入湖总水量存在１９年的主周期，在４ ５月与６ ７月之间，鄱阳湖在长时期内存在旱涝转化的交替循环．除了受流域来水来沙的作用外，鄱阳湖同时受到长江的影响．长江一定程度上能控制鄱阳湖湖口的出流，水位高情况下能阻止鄱阳湖向长江的出流，在一定时间段内长江流量的减小，削弱了长江对鄱阳湖湖口出流的作用，进而影响了湖区水位㊁湖容和季节性变化（Ｈｕｅｔａｌ．，２００７）．三峡水库建设运行后，７月下旬到１０月长江对鄱阳湖的作用减弱，降低了长江中下游防洪的风险，同时使得鄱阳湖的蓄水量减小（Ｆｅｎｇｅｔａｌ．，２０１１；Ｈｕａｅｔａｌ．，２０１２）．２００３ ２００８年的６年间，７ ９月期间，年均湖口出流流量大于等于３０００ｍ３㊃ｓ－１的次数增加了７４次（Ｇｕｏｅｔａｌ．，２０１２）．鄱阳湖湖口站２０００ｓ的９ １０月径流年内分配比例较１９９０ｓ有所增加，２０００ｓ与同样枯水年组１９８０ｓ和１９６０ｓ相比，长江倒灌鄱阳湖的年数㊁总天数和总水量都减少（赵军凯，２０１１）．鄱阳湖区水位受上游来水，下游出流以及人类活动作用，也发生变化．１９６２ １９９９年间，鄱阳湖水位以０．７０８ｍ／１０ａ的速率上升，同时大洪水年（水位在１９．５ｍ以上）出现的频率以５．９８％／１０ａ的速率增大．进入２０世纪末，特别是长江三峡开始截流蓄水之后，鄱阳湖水位明显呈下降趋势，速率达到０．１１７ｍ㊃ａ－１，１９９８年之后水位呈现直线下降趋势，连续６年最高水位低于１９ｍ，且逐年降低（胡春华，２０１０；罗蔚等，２０１３；万荣荣，２０１４；Ｈｕｉｅｔａｌ．，２００８）．湖区的水环境状况对鄱阳湖生态安全有着极为重要的意义（Ｘｉｅｅｔａｌ．，２０１３），鄱阳湖的水质环境演变，除了受天然湖泊的演替过程作用，水文节律的变化影响，还受人类活动下诸多因素的影响，如水利设施建设㊁城市化进程㊁产业结构调整㊁土地利用格局等．总体而言鄱阳湖水质丰水期较好，枯水期较差，入湖河流段水质较差，湖区中部水质较好（丁惠君等，２０１２；陈巍，２０１０，姜哲，２００７；李媛媛，２００７）．２００３ ２００８年期间表明鄱阳湖区现状水质较好，全年㊁汛期㊁非汛期的Ⅰ Ⅲ类水面积比例分别为６３．９％㊁９９．３％㊁４０．８％，水体处于中营养⁃轻度富营养化状态，Ⅰ Ⅱ类水面积比例呈下降趋势（毛战坡等，２０１１）．２００５ ２００９年，鄱阳湖ＴＮ㊁ＴＰ呈明显增长的趋势，尤其是ＴＮ．从２００６年开始，ＴＮ增长速率大幅增加，２００６ ２００７年间的增幅为３９ ８０％，２００７ ２００８年间的增幅高达５０．２０％，２００８ ２００９年间的增幅为２３．１０％．而ＴＰ含量从２００５年的０ ０８２ｍｇ㊃Ｌ－１增长到０．２３８ｍｇ㊃Ｌ－１（胡春华，２０１０），赖锡军等（２０１１）㊁王鹏等（２０１４）及杜彦良等（２０１１）采用数值模型手段对鄱阳湖水动力水质进行研究．鄱阳湖和长江在水资源总量受多年丰枯周期的影响，从长时间序列看变化不显著，但是由于人类活动的影响，江河的水资源量的在年内的分配过程发生了变化，并相互作用影响．本文利用１９５６ ２０１２年长序列鄱阳湖水文数据，将三峡水库建设后的２００３ ２０１２年来鄱阳湖多年平均水文与１９５６ ２００２年多年平均日数据进行比较，定量分析近１０５７２１环㊀㊀境㊀㊀科㊀㊀学㊀㊀学㊀㊀报３５卷年来水文过程在年内发生的变化．构建鄱阳湖二维水动力水质模型，采用２０１０年水质数据对模型进行率定验证，在此基础上通过模型情景计算，分析现状鄱阳湖入湖污染格局下，江湖关系变化作为湖区水环境演变的驱动因子之一，对湖区水质的变化所起的作用，为湖区水污染治理和水质改善提出技术支持．本文中采用的水文及水质数据均来自鄱阳湖枢纽工程建设办公室．２㊀鄱阳湖江湖变化（Ｃｈａｎｇｉｎｇｒｉｖｅｒ⁃ｌａｋｅｉｎｔｅｒａｃｔｉｏｎ）２．１㊀与长江关系变化鄱阳湖上游承接流域五河及周边来流，下游与长江相通．因同时受五河及长江的作用鄱阳湖湖口的水位及流量相关性差（胡春华，２０１０；赵军凯，２０１１）．通过湖口水位流量与入湖流量的对比，鄱阳湖区水动力特性在３ ６月主要受流域来水流量控制，而７ １１月受长江水位作用强．这两个时间段的流域及长江两个作用同时发生变化时，系统的平衡改变，使得鄱阳湖处于新的调整状态．首先，流域上随着大中型水利工程的建设，鄱阳湖流域入湖流量过程自２０世纪９０年代中后期发生变化，尤其是汛期入湖流量减小．其次，长江三峡水库２００２年蓄水运行后，８ １１月长江水位流量较三峡建设前偏低．最后，由于鄱阳湖流域的来水来沙条件的改变，同时人为采砂活动频繁，环湖周边经济发展，五河控制站点及鄱阳湖水位都出现不同程度的下降趋势．鄱阳湖湖口水位反映长江水位的变动，星子站处于入江水道的上游区域，同时受长江及湖区出流的影响作用，有河道水流的部分特性，与水位㊁流量及湖区的蓄水相关（方春明等，２０１２）．１９５６ ２０１２年水文序列中，星子站９ １２月的月均最低水位，均发生在２００３年之后，分别为２００６㊁２００９及２００７年．本文重点关注三峡水库建设后的１０年中水文情势的变化过程，采用２个多年平均的水文序列１９５６ ２００２年（序列一）及２００３ ２０１２年（序列二），比较这两个序列的多年平均水文变化规律．对鄱阳湖湖口和星子站的水位进行不同序列的比较，见图１．由图１可见，两个不同序列的湖口站的水位与星子站水位过程相似，低水时段有１ｍ左右的落差，高水时段几乎相同．湖口水位２００３ ２０１２年多年平均值在１月至３月末水位高于１９５６ ２００２年多年平均，其余月份均偏低．最高水位明显发生变化，长江汛期７ ８月水位降低，最大降低为７月１０日图１㊀１９５６ ２００２及２００３ ２０１２多年平均湖口及星子站水位过程Ｆｉｇ．１㊀ＣｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆａｖｅｒａｇｅｄｗａｔｅｒｌｅｖｅｌａｔＨｕｋｏｕａｎｄＸｉｎｇｚｉｂｅｔｗｅｅｎ１９５６ ２００２ａｎｄ２００３ ２０１２１ ５２ｍ，水位变化最大的月份为１０月，平均水位下降２．２ｍ，最大下降２．７７ｍ，对应１０月２９ ３０日．４ ６月湖口水位平均下降０．８３ｍ．枯水期水位略有抬升．湖口水位同长江水位，因此在枯水期略有提升，而由于鄱阳湖湖底地形的变化，星子站枯水期水位下降．２．２㊀流域水文情势变化鄱阳湖年径流量以赣江所占比重最大，占鄱阳湖水系年径流量的４５．８７％，其次为湖区区间占１５ ６３％．流域水系径流年内分配规律表现为，连续最大４个月径流占全年径流百分比大部份地区在６０％以上，最大的饶河上游支流昌江渡峰坑站达７１ ３％，最小的修水虬津站为５４．７％，其它均在６０％ ７０％．序列一１９５６ ２００２年与序列２的多年平均的湖口站和五河入湖流量的出流过程见图２和３．图２㊀１９５６ ２００２及２００３ ２０１２多年平均湖口出湖流量过程及月均过程Ｆｉｇ．２㊀ＣｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆａｖｅｒａｇｅｄｄｉｓｃｈａｒｇｅａｔＨｕｋｏｕｂｅｔｗｅｅｎ１９５６ ２００２ａｎｄ２００３ ２０１２由图２和３可见，鄱阳湖出入湖水量各月分配发生了变化．鄱阳湖湖口站的枯水期和五河汛期的出湖流量与五河的入湖流量相关性强，长江汛期和退水期，长江对鄱阳湖的作用力加强，出入湖流量有偏差．受气候变化及人为活动的影响，湖口及五河入湖的流量过程均有变化．五河汛期４ ５月和８月６７２１５期杜彦良等：近１０年流域江湖关系变化作用下鄱阳湖水动力及水质特征模拟图３㊀１９５６ ２００２及２００３ ２０１２多年平均五河入湖流量过程及月均过程Ｆｉｇ．３㊀Ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆａｖｅｒａｇｅｄｄｉｓｃｈａｒｇｅｏｆ５Ｒｉｖｅｒｓｂｅｔｗｅｅｎ１９５６ ２００２ａｎｄ２００３ ２０１２流量变化稍大，可以认为是一些水利工程影响较大的时间段．其他月份，考虑水文年不确定性，流量的变化不大．采用以上分析的序列的水文变化情况作为模型的输入边界条件，进行分析近１０年水动力及水质变化．３㊀模型率定验证（Ｍｏｄｅｌｃａｌｉｂｒａｔｉｏｎａｎｄｖａｌｉｄａｔｉｏｎ）３．１㊀基本方程及模型构建鄱阳湖水域宽阔，湖区水体交换频繁掺混均匀，其水平尺度远大于垂向尺度，水动力参数，如水深㊁流速等，在垂直方向上的变化要小于水平方向的变化，其水体的特征指标可用水深的平均值来表示，为研究鄱阳湖的水动力与水质特性，及其演变规律，采用平面二维水动力水质模型，对湖区进行研究．模型采用的基本方程为：∂ｚ∂ｔ＋∂∂ｘｉ（ｄＵｉ）＝Ｓ（１）∂（ｄＵｉ）∂ｔ＋∂∂ｘｊｄＵｉＵｊ()＋ｇｄ∂ｚ∂ｘｉ＝∂∂ｘｊνｔｄ∂Ｕｉ∂ｘｊæèçöø÷＋τｓｉρ－τｂｉρ＋ｆｉ（２）∂Ｃ∂ｔ＋∂∂ｘｊＵｊＣ()＝∂∂ｘｊＥｉ∂Ｃ∂ｘｊæèçöø÷＋Ｓｃｉ＋ＦＣ()（３）式中，ｚ为水位（ｍ），ｔ为时间（ｓ），ｉ，ｊ＝１，２为水平上的两个方向，ｄ为水深（ｍ），Ｕ为流速（ｍ㊃ｓ－１），ｇ为重力加速度（ｍ㊃ｓ－２），ν为水体动力粘滞系数（ｍ２㊃ｓ－１），ρ为水体密度（ｋｇ㊃ｍ－３），Ｓ为水或污染物的源项（ｋｇ），τ为水面及水底的切应力（Ｎ），ｆ为柯氏作用，Ｃ为水质指标的浓度（ｍｇ㊃Ｌ－１），Ｅ为水质指标在水体中的紊动混合系数（ｍ２㊃ｓ－１），Ｆ（Ｃ）为浓度指标的生化反应项．鄱阳湖在年内水位变幅大，大部分区域干湿交替频繁，在干湿边界的处理上才用动边界的处理方法，考虑到计算网格的干湿交替界面上的水量和动量守恒（Ｃａｓｔｒｏｅｔａｌ．，２００５），对方程离散的源项作出修正．模型计算网格尺寸２５０ｍˑ２５０ｍ，区域为９８ｋｍˑ１２４．２５ｋｍ的范围（图４），北到湖口，南至金溪湖，西部到蚌湖，东部至昌江㊁饶河的入湖口，同时考虑湖区周边的４个蓄滞洪区．图４㊀鄱阳湖计算区域及地形图Ｆｉｇ．４㊀ＣｏｍｐｕｔｅｄｄｏｍａｉｎａｎｄｍａｐｏｆＰｏｙａｎｇｌａｋｅ图５㊀鄱阳湖２０１０年湖口水位及五河控制站点的流量过程Ｆｉｇ．５㊀ＷａｔｅｒｌｅｖｅｌａｔＨｕｋｏｕａｎｄｄｉｓｃｈａｒｇｅｏｆ５ｒｉｖｅｒｓｉｎ２０１０鄱阳湖现状水动力水质模型进行率定验证年份为２０１０年，实测的水文㊁降雨㊁风速㊁风向等资料作为水动力边界输入条件．鄱阳湖２０１０年湖口水位及五河控制站点的流量过程见图５．模型水质计算采用了鄱阳湖现状污染负荷估算的研究成果，作为水质计算的边界条件输入，负荷量分区分月进入湖区，本文略去其详细的计算过程．采用２０１０年江西省水文局１０月的湖区水动力测验成果进行水动力７７２１环㊀㊀境㊀㊀科㊀㊀学㊀㊀学㊀㊀报３５卷模型的率定及验证，以及２０１０年省环境监测站和水文局监测水质数据对水质模型进行率定和验证．３．２㊀模型率定验证模型计算鄱阳湖２０１０年１０月１０ １２日星子站水位１４．４４ １４．０２ｍ，呈下降趋势．五河入湖流量合计１４５４ｍ３㊃ｓ－１，湖口站出湖流量５８６０ｍ３㊃ｓ－１．实测流速在水深较深的区域，如通江水道分别测量表㊁中㊁底３个不同深度的流速，结果表明表层流速和平均流速的方向基本一致，湖区表层流速大于垂向平均流速．垂向平均流速最大流速０．５８６ｍ㊃ｓ－１，发生在湖口附近处，通江水道平均流速０．２２ｍ㊃ｓ－１．都昌附近的湖区中水面宽广的区域的平均流速０．１７ｍ㊃ｓ－１，湖区从康山⁃棠荫⁃都昌段的主槽内流速偏大０．３２ ０．５８ｍ㊃ｓ－１，湖区东部区域水深和流速都不大，平均流速为０．１３ｍ㊃ｓ－１．通过比较，计算结果符合实测流场大小分布，方向基本一致，见图６．图６㊀鄱阳湖湖区实测及计算流速分布比较Ｆｉｇ．６㊀Ｖｅｌｏｃｉｔｙｍａｐｏｆｃｏｍｐｕｔｅｄｒｅｓｕｌｔｓａｇａｉｎｓｔｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔｓ选择湖区星子㊁都昌及康山站的水位过程做对比，结果见图７．分别选取鄱阳湖南部㊁中部及北部的３个站点，作出２０１０年少流速大小过程线，见图８．枯水期康山及星子站流速大于丰水期．五河汛期初期流速较大，主要是受流域洪水的影响，随着水位的升高，各站流速渐渐变小，秋季受长江水位回落，星子及康山站受湖泊归槽作用影响，流速增大的时间有差异．鄱阳湖区符合鄱阳湖 涨冲落淤 的特性．图７㊀计算鄱阳湖星子㊁都昌㊁康山站２０１０年水位过程与实测值比较Ｆｉｇ．７㊀ＣｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆｃｏｍｐｕｔｅｄｗａｔｅｒｌｅｖｅｌｗｉｔｈｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔｓａｔＸｉｎｇｚｉ，ＤｕｃｈａｎｇａｎｄＫａｎｇｓｈａｎｉｎ２０１０图８㊀计算鄱阳湖星子㊁都昌㊁棠荫站２０１０年流速过程Ｆｉｇ．８㊀ＣｏｍｐｕｔｅｄｖｅｌｏｃｉｔｉｅｓａｔＸｉｎｇｚｉ，ＤｕｃｈａｎｇａｎｄＴａｎｇｙｉｎｉｎ２０１０通过与实测资料的对比（图６ ８），模型计算的水动力过程可信．耦合水动力过程，输入鄱阳湖流域的入湖污染负荷量，计算鄱阳湖全年的水质变化过程．采用高锰酸盐指数（ＣＯＤＭｎ）㊁氨氮（ＮＨ３⁃Ｎ）㊁总氮（ＴＮ）㊁总磷（ＴＰ）等水质指标进行模型校验和水质环境特性分析．模型起始计算时段自９月，水质计算初始条件采用２００９年１２月实测水质浓度，边界条件为２０１０年主要入湖河流污染物负荷，包括：主要入湖河流污染负荷通量，湖区非点源污染负荷，湖区点源污染负荷等．为体现湖区的区域及时间上的水质变化特性，鄱阳湖的入湖污染负荷量分两大部分计算得到，五河流域的入湖负荷量分别由水文控制站点的水量水质数据得到，控制站点以下的湖周边区域划分为２６个区域，分别计算得到．周边分区的原则概况为：①重要生态环境目标重点保护原则；②生态系统完整性原则；③区别发展原则；④遵从环境功能分区的原则；⑤可操作性原则．湖区周边区域分区的结果见图９．对２６个区域的负荷特性进行分析后进行估算，结果得到各区的月均负荷量表．本文由于篇幅所限，对分区负荷量数值未能展示．分区分月负荷量表为模型的水质计算模块的输入．８７２１５期杜彦良等：近１０年流域江湖关系变化作用下鄱阳湖水动力及水质特征模拟图９ 鄱阳湖五河控制站以下周边区域面源入湖分区及点位Ｆｉｇ．９㊀ＴｈｅｓｕｂｚｏｎｅｓａｎｄｉｎｌｅｔｐｏｓｔｉｏｎｓｏｆｔｈｅｒｅｇｉｏｎａｒｏｕｎｄＰｏｙａｎｇＬａｋｅ㊀㊀水质模型采用的各水质指标参数，根据大量的野外实测和实验室分析数据得到．各水质指标的降解参数采取江西水文局多组同步水质水流现场野外监测结果，以及综合文献和实验室分析得到．同时在鄱阳湖布设的１７个沉积物点位，在不同水期下进行采样．鄱阳湖底泥释放参数由实验室采样进行静水及动水分析得到，用于模型计算．实测和计算鄱阳湖区月均的ＣＯＤＭｎ和ＮＨ３⁃Ｎ的浓度，满足ＩＩ类水和ＩＩＩ类水水质标准，基本达到水功能区要求，受文字篇幅所限，本文显示计算鄱阳湖星子及都昌站ＴＮ及ＴＰ的浓度变化．本文同时采用江西省环境监测站（ＥＭＳ＿ＪＸ）江西省水文局（ＢＨ＿ＪＸ）及定点常规监测数据和计算数据进行比较，结果见图１０．通过鄱阳湖水质监测数据以及模拟结果（图１０）的分析，其规律大致为枯水期水质较差，丰水期水质较好．评价鄱阳湖的４个指标中，ＣＯＤＭｎ和ＮＨ３⁃Ｎ浓度较低，全年基本满足各水功能区划的ＩＩ类和ＩＩＩ类水的要求．近３年的监测表明，鄱阳湖ＴＮ和ＴＰ在某些点位的一些时间段超标．ＴＮ和ＴＰ是鄱阳湖水质超标的主要指标之一．９７２１环㊀㊀境㊀㊀科㊀㊀学㊀㊀学㊀㊀报３５卷图１０㊀计算鄱阳湖星子㊁都昌㊁康山站２０１０年水质过程与实测值比较Ｆｉｇ．１０㊀ＣｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆｃｏｍｐｕｔｅｄｗａｔｅｒｑｕａｌｉｔｙｗｉｔｈｍｅａｓｕｒｅｍｅｎｔｓａｔＸｉｎｇｚｉ，ＤｕｃｈａｎｇａｎｄＫａｎｇｓｈａｎｉｎ２０１０㊀㊀鄱阳湖枯水期（１２ ３月），湖区水位低，河道流速较大，水流在湖体滞留时间较短，反映为湖容小㊁自净能力低，湖区水质受入湖负荷影响大，在此期间入湖河流流量小浓度高，湖体整体水质较差．进入五河汛期，入湖流量增大，增加的水量一部分增加湖体体积，另一部分出湖，春季初期洪水期间湖区流速大于枯水期，随着水位抬升，虽然入湖水量增加但湖区流速呈减小趋势，鄱阳湖恢复湖泊的形态及功能．ＣＯＤＭｎ㊁ＮＨ３⁃Ｎ㊁ＴＮ和ＴＰ在３ ６月的入湖负荷分别占全年总负荷的５７．８％㊁６０．２％㊁５７．３％和５７．６％．该时期内湖区各指标浓度偏高，但是ＴＰ受鄱阳湖水位影响较大，浓度下降明显．进入长江汛期０８２１５期杜彦良等：近１０年流域江湖关系变化作用下鄱阳湖水动力及水质特征模拟７ ８月，鄱阳湖水位较高，ＣＯＤＭｎ㊁ＮＨ３⁃Ｎ㊁ＴＮ年内的浓度变动，湖区中ＴＰ浓度受水期影响明显，而ＴＰ是影响鄱阳湖水质的关键指标之一，ＴＰ浓度的下降，使湖区水质达标率升高，水质总体评价良好．９ １１月，长江水位回落，鄱阳湖逐渐恢复河相水平．１２月份后，鄱阳湖再次进入枯水期．湖区水质空间分布和湖区水动力条件关系为，湖区流速较大时，空间分布为南部及东部水质浓度高，湖心区（都昌）和北部出湖区（星子）较小；当湖区流速很小时（７㊁８和９月），南部及东部水质浓度高，北部出湖区（星子）次之，湖心区（都昌）最小．总体来说，鄱阳湖东部和南部水质较差，中部及北部水体水质较好．４㊀江湖关系变化下水环境变化（Ｉｍｐａｃｔｓｏｎｗａｔｅｒｑｕａｌｉｔｙｏｆｃｈａｎｇｉｎｇｒｉｖｅｒ⁃ｌａｋｅｉｎｔｅｒａｃｔｉｏｎ）４．１㊀湖河相转化节律变化采用１９５６ ２００２年以及２００３ ２０１２年多年平均的水文日过程作为模型的水文输入边界条件，分析计算鄱阳湖水动力及水质环境发生的变化．由于资料等局限性，模型计算比较两个水文序列下的水动力水质的变化，未考虑该湖底地形的变化．鄱阳湖和湖相的转换时间上发生变化，湖泊的水面面积年内发生较大的变化，尤其是平水期和丰水期．鄱阳湖３ ６月份五河进入汛期时，１９５６ ２００２年水文情势下，４月２１日水面面积增加至１５００ｋｍ２，而近１０年水文情势下，５月１５日水面才增加为１５００ｋｍ２．统计两种条件下，对应不同的水面面积的天数见表１．表１㊀不同情景下鄱阳湖对应不同水面面积的天数比较Ｔａｂｌｅ１㊀Ｃｏｍｐｕｔｅｄｎｕｍｂｅｒｏｆｄａｙｓｒｅｌａｔｅｄｔｏｓｅｖｅｒａｌｌａｋｅｗａｔｅｒａｒｅａｉｎｔｗｏｓｅｒｉａｌ水文情景鄱阳湖对应不同水面面积的天数／ｄ＞１０００ｋｍ２＞１５００ｋｍ２＞２０００ｋｍ２＞２５００ｋｍ２＞３０００ｋｍ２＞３５００ｋｍ２１９５６ ２００２年２１６１９３１６８１４２８５３２２００３ ２０１３年１７３１４６１２４９１５９０㊀㊀由表１可见，近１０年来鄱阳湖的湖相时间变短，当鄱阳湖湖面面积大于１５００ｋｍ２的天数减少了４７ｄ，有一个半月之长．近１０年平均湖面面积大于３０００ｋｍ２的天数和１９５６ ２００２年情景下，减少了４６ｄ．湖区东北河湖相转换的站点棠荫站的流速发生变化，涨水期间其流速受南部赣江南支㊁信江和东部各河流的入湖水量的影响，同时受湖区水位的抬升作用，流速减小，但是流速减小的时间滞后于星子站．近１０年水文情景相比１９５６ ２００２年情景，棠荫站流速大幅减小的时间推迟２１ｄ．进入秋季，受长江水位回落，鄱阳湖由湖相转换为河相，棠荫站流速早于星子站开始增加，近１０年水文情景相比１９５６ ２００２年情景，棠荫站流速增加的时间提前１７ｄ．４．２㊀湖区水质变化由于受江湖关系变化的影响，年内鄱阳湖部分区域的裸露时间变长，根据实验室的采样分析结果表明，当鄱阳湖进入汛期后露出水面的区域重新被水淹没后，根据鄱阳湖室内试验数据，两个序列的底质的氮㊁磷的释放量呈现差别，由于氧化作用２００３ ２０１２年序列对比１９５６ ２００２年序列的释放量要小．污染负荷条件的输入同现状的污染负荷量，模型考虑内源释放的变化，计算鄱阳湖特征站点的水动力及水质改变．由于采用多年平均的水文日过程，坦化了部分急涨急落的洪水过程，水质变化也趋缓．鄱阳湖区星子㊁都昌和康山站的ＴＮ和ＴＰ的浓度变化过程见图１１．图１１㊀不同水文序列条件下鄱阳湖星子、都昌及康山站的ＴＮ及ＴＰ的变化比较Ｆｉｇ．１１㊀ＣｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆＴＮａｎｄＴＰａｔＸｉｎｇｚｉ，ＤｕｃｈａｎｇａｎｄＫａｎｇｓｈａｎｏｆ１９５６ ２００２ａｎｄ２００３ ２０１２１８２１环㊀㊀境㊀㊀科㊀㊀学㊀㊀学㊀㊀报３５卷从受水文情势变化的影响各站点的水质浓度的比较可以看出，近１０年序列（２００３ ２０１２年）与１９５６ ２００３年序列的水质相比，星子站的ＴＮ浓度在枯水期１２ ２月略有下降，下降幅度最大为４ ８％，但在其他月份星子站ＴＮ浓度略有升高，尤其是五河汛期和秋季的退水期，五河汛期的上升幅度为１０．６％，退水期的上升幅度为１２．４％，丰水期上升不明显升幅为２．８％左右．同样，ＴＰ浓度在枯水期变化不明显，在丰水期有升高，升高幅度最大的月份为４ ５月和１０ １１月，上升幅度分别为１１．７％和１３．６％．都昌站ＴＮ和ＴＰ发生变化，五河汛期３ ６月份ＴＮ和ＴＰ的浓度均有升高．最大上升幅度分别为１２．７％和１４．２％．在枯水期１２月 来年２月，水质浓度略微有些下降．康山站ＴＮ和ＴＰ受流域来水影响，五河汛期３ ６月份ＴＮ和ＴＰ的浓度均有升高，上升幅度为９．２％和１１．３％，９ １１月份ＴＮ和ＴＰ的浓度上升幅度为１０．５％和１２．７％．两种情景下的各类水的面积的年内变化过程，见图１２．从图１２可看出，近１０年序列（２００３ ２０１２）鄱阳湖水面面积在丰水期和平水期均有一定幅度的减小，尤其是１０月下旬，和１９５６ ２００２年序列相比，面积减小了一半多，提前进入枯水期．水面的面积大幅减小，ＩＩＩ类及ＩＶ类水的面积均减少，Ｖ类及劣Ｖ类水的面积有增加．变化较大的季节分别为五图１２㊀不同水文序列条件下计算湖区水面及各类水面积的变化比较Ｆｉｇ．１２㊀Ｃｏｍｐａｒｉｓｏｎｏｆａｒｅａｏｆｄｉｆｆｅｒｅｎｔｇｒａｄｅｓｗａｔｅｒｕｎｄｅｒｔｈｅｓｅｒｉａｌｏｆ１９５６ ２００２ａｎｄ２００３ ２０１２河汛期４ ６月㊁秋季退水期９ １１月和丰水期７月．丰水期湖面面积的减小，主要是ＩＩＩ类水面积变小．近十年来五河汛期和退水期，ＩＶ类㊁Ｖ类和劣Ｖ类水体水质的比例有上升，ＩＩＩ类水比例下降．枯水期１２月 来年３月水质未有明显变化．鄱阳湖江湖关系变化两个序列水文情景下，１０月１５日对应的鄱阳湖星子站水位分别为１４．６５ｍ和１２．２７ｍ时，星子站水位相差２．３８ｍ．从图１３可以看出，随着长江水位的回落，五河来水量的减小，鄱图１３㊀１０月中１９５６ ２００２年（ａ）与２００３ ２０１２年（ｂ）情景下ＴＰ的分布Ｆｉｇ．１３㊀ＤｉｓｔｒｉｂｕｔｉｏｎｏｆＴＰｉｎｔｈｅｍｉｄｄｌｅｏｆＯｃｔｕｎｄｅｒｔｈｅｓｅｒｉａｌｏｆ１９５６ ２００２（ａ）ａｎｄ２００３ ２０１２（ｂ）２８２１５期杜彦良等：近１０年流域江湖关系变化作用下鄱阳湖水动力及水质特征模拟阳湖区水位从南至北下降，南部的诸多的碟型湖开始出露，和全年相比主湖区的入湖负荷量不大，８１１月期间，各指标的负荷量占全年的１６．９％ ２０ ０％，主湖区水体水质较好．由湖区ＴＰ的空间分布可以看出，１９５６ ２００２年情景下，１０月中旬鄱阳湖呈湖相，水面宽广，湖区大部分水体ＴＰ浓度为ＩＩＩ类水，只是在局部近湖岸及五河入流处ＴＰ浓度偏高，都昌及星子等地城市排放口的污染带影响范围小．近１０年情景下，鄱阳湖呈现明显的枯水期形态，西部和南部的碟型湖和主湖区分离．在湖区周边城镇附近水域ＴＰ浓度升高明显，尤其是在莲湖㊁棠荫㊁都昌㊁星子及下游入江水道部分，情景一条件下ＩＩＩ类水区域均变为ＩＶ类及Ｖ类水体，且面积变大．经分析显示，由于江湖关系变化，鄱阳湖８ １０月提前进入枯水期后，湖区各水质指标浓度都均呈上升趋势．局部区域水质类别发生改变，威胁敏感水域的水功能达标．此时碟型湖的出露和湖区的水体的水力联系中断，局部区域的碟型湖水体水质浓度升高，尤其是南矶山附近．因此，江湖关系变化后，秋季鄱阳湖区水位下降加速，导致碟型湖提前出露，使部分碟型湖富营养化风险加剧．鄱阳湖水文情势主要受控时间段分为３段，春季五河汛期为流域主导作用期，夏秋季长江汛期为长江主导作用期，枯水期受流域㊁长江及鄱阳湖湖盆地形同时作用．未来流域春季的水量大情景下，会使鄱阳湖提前进入丰水期，湖区水质有所改善，反之湖区水质略有下降．长江汛期时，长江水位和流量的增大，湖区丰水期延长，对水质有一定改善作用．研究对不同的发展模式下的不同入湖污染负荷情景对湖区水质的影响也做了计算，受篇幅所限，未在本文中显示，结果表明，污染负荷量的增加对水质的恶化有直接关系．５㊀结论（Ｃｏｎｃｌｕｓｉｏｎｓ）１）鄱阳湖江湖关系不仅体现在长序列年均水文特征值的变化，更表现在以年为周期的湖泊的丰枯交替过程的改变．本研究以多年平均的日均过程作为研究对象，分析鄱阳湖出入湖径流，水位及湖区内站点的特征性水文指标的变化，通过构建鄱阳湖的二维水动力水质耦合模型，细化江湖关系的改变对水动力及水质的影响．通过数据分析，确立１９５６ ２００２年（情景一）和２００３ ２０１２年多年平均过程的两个情景进行比较分析，定量变化的程度及范围．２）鄱阳湖近１０年来，湖区水位过程发生变化，最高水位降低，星子站水位大于１５ｍ的天数减小，最低水位值未有明显变化，但星子站水位低于１３．０ｍ的天数增加，在五河汛期和秋季的退水期都有体现，春季湖区水位抬升滞后１９５６ ２００２年情景约１３ｄ，秋季鄱阳湖提前进入枯水期，提前天数平均达２１ｄ之久．３）鄱阳湖水质环境变化受多因素影响，本文通过数值模型手段，重点分析水文情势变化对湖区水环境影响．在入湖污染负荷量不发生改变的情况下，鄱阳湖水体水质受水动力变化的影响．与１９５６ ２００２年的水位序列相比，鄱阳湖流域春汛期受入湖河流上游水库的调节影响，４ ６月入湖量略有减小，湖区水位抬升较慢，但湖内的流动较快，换水周期快，但是通过湖泊自净作用的时间周期也变短．通过模型模拟，近１０年情景下五河汛期及秋季退水期水质变差趋势明显．ＴＮ浓度在这两个时间段内分别上升１０．６％和１２．４％，ＴＰ浓度在两期间内分别升高１１．７％和１３．６％．尤其鄱阳湖秋季提前进入枯水期时间段，在湖区周边城镇附近水域水质指标浓度升高显著，例如莲湖㊁棠荫㊁都昌㊁星子附近湖区，以及入江水道部分区域，污染带形成明显，不少区域的ＩＩＩ类水区域变为ＩＶ类及Ｖ类水体，ＩＶ类及Ｖ类水体面积增大，威胁敏感水域的水功能达标．在五河汛期的时段内有类似的结果．鄱阳湖江湖关系的变化在特定时间段内，导致湖区水质浓度的升高．４）鄱阳湖未来水文情势变化受流域㊁长江及鄱阳湖地形等的影响，湖区水质的改善是个系统性工程，考虑江湖关系变化会对水质产生影响的同时也必须加强入湖污染控制．责任作者简介：杜彦良，女，博士，中国水利水电科学研究院高级工程师．专业方向为环境水力学，长期从事水环境数值模拟的研究工作．参考文献（Ｒｅｆｅｒｅｎｃｅｓ）：ＣａｓｔｒｏＭＪ，ＦｅｒｒｅｉｒｏＡＭ，Ｇａｒｃｆａ⁃ＲｏｄｒｉｇｕｅｚＪＡ，ｅｔａｌ．２００５．ＴｈｅＮｕｍｅｒｉｃａｌＴｒｅａｔｍｅｎｔｏｆＷｅｔ／ＤｒｙＦｒｏｎｔｓｉｎＳｈａｌｌｏｗＦｌｏｗｓ：ＡｐｐｌｉｃａｔｉｏｎｔｏＯｎｅ⁃ＬａｙｅｒａｎｄＴｗｏ⁃ＬａｙｅｒＳｙｓｔｅｍｓ［Ｊ］．ＭａｔｈｅｍａｔｉｃａｌａｎｄＣｏｍｐｕｔｅｒＭｏｄｅｌｌｉｎｇ，４２：４１９⁃４３９陈巍．２０１０．鄱阳湖水环境承载力及污染管理机制研究［Ｄ］．南昌：南昌大学ＤａｉＺＪ，ＤｕＪＺ，ＬｉＪＦ，ｅｔａｌ．２００８．ＲｕｎｏｆｆｃｈａｒａｃｔｅｒｉｓｔｉｃｓｏｆｔｈｅＣｈａｎｇｊｉａｎｇＲｉｖｅｒｄｕｒｉｎｇ２００６：Ｅｆｆｅｃｔｏｆｅｘｔｒｅｍｅｄｒｏｕｇｈｔａｎｄｔｈｅ３８２１。
长江中游通江湖泊江湖关系演变及环境生态效应与调控长江中游通江湖泊江湖关系演化及环境生态效应与调控首席迷信家：杨桂山中国迷信院南京天文与湖泊研讨所起止年限：2021.1-2021.8依托部门：中国迷信院水利部一、关键迷信效果及研讨内容〔一〕拟处置的关键迷信效果及其外延长江中游通江湖泊江湖水沙交流进程与通质变化是江湖、尤其是湖泊演化的控制要素之一，长江中下游严重水利工程树立运转经过改动坝下河道水文情势和河床形状而对江湖水沙交流关系发生庞大影响。
深化提醒江湖关系演化进程及严重水利工程影响机理，说明严重水利工程影响下江湖关系变化的湖泊水文、水环境和水生态效应，提出江湖两利的江湖关系优化调控的方法与对策是本项研讨的三个关键环节。
据此，本项研讨需求处置的关键迷信效果包括：〔1〕长江中游通江湖泊江湖关系演化进程及严重水利工程影响机理；〔2〕湖泊水文、水环境和水生态对江湖关系改动的照应机制；〔3〕江湖关系安康评价与优化调控的原理和方法。
1、长江中游通江湖泊江湖关系演化进程及严重水利工程影响机理长江中游通江湖泊江湖关系中心是长江和湖泊之间的水沙交流，包括交流进程与通量，这种水沙交流与长江支流和湖泊水沙输移、河床和湖盆地形演化等要素构成互馈影响关系。
河湖整治和应用等严重水利工程树立、气候动摇惹起的下游来水来沙质变化等，都将对江湖水沙进程和通量发生庞大影响。
严重水利工程的树立运转，作为剧烈的人类活动之一，其对水文系统的影响及互馈机制是以后国际水文学研讨热点和开展趋向，与气候动摇性和突变性影响不同，严重水利工程影响具有趋向性和突变性的特点，其与河湖水文系统的互馈影响机理也十分复杂。
本迷信效果的主要外延包括：通江湖泊江湖水沙交流进程与通量的年际变化及年内散布；不同时期江湖关系变化的主要影响要素；长江、鄱阳湖和洞庭湖水沙运动的动力学机制；严重水利工程不同运转方案下泄水沙在江湖水系中的传达与衰减规律；江湖水沙进程与河床、湖盆演化的互馈影响机理；严重水利工程影响下江湖水沙交流进程和通质变化趋向等。
河流的水文特征包括水量大小,汛期及水量季节变化,含沙量,流速, 结冰期.外流河的水文特征一般包括河流的水位、流量、汛期、含沙量有无结冰期等方面，影响河流水文特征的因素主要是气候因素，对应如下：外流河水交特征原因水位、流量大小及其季节变化由降水决定的。
夏季降水丰沛，河流流量大增，水位上升，冬季降水秒，河流水量减少，水位下降。
降水的季节变化大，河流流量季节变化也大，汛期长短雨季开始早结束晚，河流汛期长。
雨季开始晚，结束早，河流汛期短。
含沙量大小由植被覆盖情况和土质状况决定的。
植被覆盖差，土质疏松，河流含沙量大。
反之，含沙量小。
有无结冰期由流域内最低气温决定的。
月均温在0℃以下河流结冰，0℃以上无结冰期河水流速大小由地形决定，落差大流速大、地形平坦、水流缓慢水文状况答题如下：1：汛期变化－－－落实在气候里的降水；2：含沙量多少－－－－沿途植被状况3：有无封冻期－－－落实在气候的气温；4：有无凌汛－－－落实在气温与河流流向上水力资源答题：1落差问题－－－－落实在地形上；2水量问题－－－－落实是降水多少上航运问题：1水流要稳－－－－地形；2水量要大－－－降水；3水位变化要小－－－雨季长短问题筑港问题：侵岸堆岸问题－－－地转偏向力；深度问题－－－－等深线的密集程度长江中游水系系指长江宜昌至湖口间的河湖水系，包括长江中游干流、洞庭湖、汉江、鄱阳湖水系和其他分布两岸的湖群以及直接汇入长江的一些支流。
区间流域面积约68万km2。
下荆江裁弯后干流河段长955km。
流域内除各支流上游为山丘区外，平原区面积占较大比重，因此是防洪重点地区。
每年春季南方暖湿气流逐渐向北输送，区域南部4月甚至更早就开始进入汛期；6～7月梅雨雨区广阔，雨量集中；7～8月上游洪水频发，中游干流汇集上游及中游各支流来水，常在这一时期出现年最高水位，成为长江中游干流的主汛期；10月以后，汛期基本结束。
长江中游的年径流和洪水径流主要来自长江上游，其余主要来自洞庭湖、汉江、鄱阳湖三大支流水系。
长江流域的几个主要水环境问题与对策研究(一）摘要：该文简略叙述了长江流域的自然环境概况和几个主要的水环境问题，就长江流域的水污染、湖库富营养化、水土流失以及三峡工程对水环境的影响等问题进行了客观的分析,提出了改善长江流域水环境,提高长江水资源质量的对策和工程措施与非工程措施.关键词:长江流域水环境对策一、流域概况长江流域地处我国中南部。
干流经青海、西藏、四川、云南、重庆、湖北、湖南、江西、安徽、江苏和上海十一省(市、自治区)，注入东海，全长6300余km。
支流伸展到甘肃、贵州、陕西、河南、广西、广东，福建、浙江八省区。
流域面积约占全国总面积的五分之一。
流域内湖泊众多,总面积2.2万，占流域面积的1。
2%。
长江水量巨大,多年平均径流量9560亿m3，地下水资源2463亿m3，约占全国径流总量的35％，人均水量2460m3.尽管长江水量大，但水资源地区分布不均，单位面积年径流量鄱阳湖洞庭湖水系最大，金沙江、汉江水系及长江三角洲平原最小。
水资源年内分配也极不均匀，汛期水量占全年水量的70-75％，最大最小月平均流量可相差12—20倍。
长江水资源总量约1万亿m3，是我国最重要的水资源，它不仅是本流域可持续发展的保障，同时担负着通过南水北调缓解北方缺水问题的重任。
然而，随着上海浦东开发与三峡工程的兴建，流域人口增加,经济发展，城市化进程加快，在诸多自然和人为因素影响下，水文条件、资源与环境特征不断发生变化，产生了种种水环境问题，如水污染，洪涝灾害，泥沙淤积，水土流失，地下水污染及咸水入侵等。
因此，客观评价流域主要的水环境问题，分析其原因，提出相应的对策措施，对于流域的社会经济发展及水资源合理开发利用与保护具有重要的意义。
二、几个主要水环境问题1、水污染问题长江流域的天然水质良好，是工农业生产和人民生活用水的良好水源，也是水生生物生长繁殖的理想生境.近年来，随着工农业生产和城镇建设的迅速发展，流域水污染，特别是中下游地区的水污染，已成为长江水环境的严重问题.据1996年度长江干流和26条支流及三个湖泊出口共82个代表河段,总河长1017km的全年水质进行评价，结果表明，枯水期Ⅱ类水河长占总评价河长28。
长江水位的季节波动规律长江是中国最长的河流，也是世界上第三大河流。
长江水位的季节波动规律是长期以来人们对长江水文观测的总结和认识。
下面将详细介绍长江水位的季节波动规律。
长江水位的季节波动主要受到雨水和融雪的影响。
春季是长江水位上涨的季节，这是因为长江上游的雪水开始融化，降雨量也逐渐增加。
在这个季节，雪水和降雨水涌入长江，水位逐渐上涨。
这使得长江岸边的村庄和城市河堤面临水患。
夏季是长江水位相对平稳的季节。
这是因为长江上游水源减少，融雪水流量逐渐减小，降雨量也相对稳定。
此时除了一些暴雨导致短期的水位波动外，长江水位保持相对平稳。
秋季是长江水位下降的季节。
这是因为夏季的降雨逐渐减少，水源变少，导致长江的水位逐渐下降。
长江水位下降也会导致水域面积的变小，从而为长江两岸提供了耕地和建设用地。
冬季是长江水位最低的季节。
这是因为长江上游地区的融雪水源减少，降雨量也相对较少。
此时长江的水位较低，水文交通将会受到一定的限制。
同时，低水位也会对周边几个省市的供水和水电发电产生影响。
长江水位的季节波动规律对长江流域的农业生产、水电发电和水文交通都有重要影响。
农业生产需要依靠适宜的水位供应，水电发电则需要水位维持在一定的范围内。
长江交通的运输也需要有足够的水位。
因此，对于长江水位的季节波动规律的研究非常重要。
为了合理利用长江水资源，相关部门会根据长江水位的季节波动规律制定相应的调度方案。
例如，在雨水丰沛的季节会适当调节水位，以及时排除涝灾；在水位较低的季节需要加强对水资源的管理，保证供水和发电需求。
总之，长江水位的季节波动规律与长江流域的气候和地形等因素有关，在不同的季节水位会有不同的变化。
了解和研究长江水位的季节波动规律有助于科学利用长江的水资源，保护长江生态环境，提高水资源的利用效率。
这对长江流域的经济发展和人民生活水平的提高都具有重要意义。
长江是中国最重要的河流之一，也是世界上最长的河流之一。
长江流域的经济发展和人民生活离不开对长江水位的合理利用和管理。
长江中下游不同营养水平湖泊水体环境变化特征及机制从湖泊上游到下游，长江不同段段沿岸的湖泊水体环境变化特征是显著的。
长江中下游湖泊水体环境变化特征及其机制正在受到越来越多研究者关注。
本文旨在总结长江中下游湖泊水体环境变化特征及其影响机制，为湖泊治理提供科学参考。
长江湖泊位于长江中游至下游，其物质流量是由多个支流入湖，沿长江流域依次分布的营养水平相差较大的湖泊的总称。
这些湖泊受长江流域营养物质的影响很大，且满足一定条件的情况下，营养水平在沿长江上游至下游的变化也很明显。
湖泊的营养水平是评价湖泊水质的重要指标，关键性营养物质总磷、总氮等直接影响湖泊生态状态和功能。
长江中下游湖泊水体环境变化特征，一般可以分为两个阶段：上游和下游。
在上游，冲洪湖，内陆湖和洼地湖的营养水平水平比较低，以总磷为例，普遍低于5mg/L；而混合型湖泊，则具有较高的总磷值，以及悬浮物、有机物和微生物等组成，其综合营养水平属中高水平。
而在长江下游，湖泊水质状况普遍较差，特别是在湖泊经济开发区附近湖泊，总磷值，悬浮物、有机物、氨氮等营养物质值均超过国家水质标准，湖泊生态环境状况日趋恶化。
总而言之，长江中下游湖泊水体环境变化特征受多个因素的影响，主要是受长江流域营养物质的投入和水体环境污染的影响。
按照长江流域营养物质的投入，可以将湖泊归类为：冲洪湖、内陆湖及洼地湖，中等营养水平的混合型湖泊、以及长江下游湖泊经济开发区附近的湖泊。
总磷是湖泊水质评价的重要指标，湖泊治理工作要重视评价及控制湖泊营养物质投入。
另外，湖泊水体环境污染日益恶化，不仅受到固体污染物，如废水和油品污染，还受到由于植物残渣、动物粪便等有机物污染的影响。
因此，有效治理湖泊水质污染要加强排放污染物的管控，控制湖泊的营养水平及有机物的投入，用以恢复湖泊的生态环境。
中国环境科学 2021,41(4)：1824~1833 China Environmental Science 鄱阳湖典型湿地地下水—河湖水转化关系许秀丽1,李云良2*,谭志强2,郭强1 (1.太原理工大学水利科学与工程学院,山西太原 030024；2.中国科学院南京地理与湖泊研究所,流域地理学重点实验室,江苏南京 210008)摘要：选取鄱阳湖典型洪泛湿地为研究对象,分析了2018年4~10月降水、湖水、河水和湿地地下水的氢氧同位素变化特征,利用δ18O~δD关系确定了不同水文时期湿地各类水体的转化关系,并结合同位素端元混合模型估算了不同水源对湿地地下水的贡献分量.结果表明,研究区降雨δ18O和δD值在6~7月份偏小,其余月份较高,存在明显季节变化和雨量效应.河水、湖水同位素与降水同位素的季节变化规律基本一致,但受蒸发分馏影响,重同位素更为富集,且变化幅度远小于降水同位素.湿地地下水同位素的季节变化较小,δ18O、δD均值(-5.26‰,-31.1‰)高于大气降水(-6.32‰,-40.1‰)、低于湖水(-3.60‰,-26.4‰),与河水同位素(-5.09‰,-34.4‰)较为接近,表明湿地地下水受降水、湖水和河水的共同影响. 涨水期(4~5月)河水的补给源为降雨和流域内地下径流,湖水主要受河水和降水共同补给,湿地地下水主要受前期降水和河水补给的滞后影响,河水的贡献比重更大.丰水期(6~8月)地下水主要接受湖水和河水共同补给,湖水的补给贡献比例超过50%,退水期(9~10月)湿地地下水向河道和湖泊等地表水体排泄.关键词：稳定同位素；地下水；河水；湖水；转化关系；鄱阳湖湿地中图分类号：X524 文献标识码：A 文章编号：1000-6923(2021)04-1824-10Groundwater, river water and lake water transformations in a typical wetland of Poyang Lake. XU Xiu-li1, LI Yun-liang2*, TAN Zhi-qiang2, GUO Qiang1 (1.College of Water Resources Science and Engineering, Taiyuan University of Technology, Taiyuan 030024, China；2.Key Laboratory of Watershed Geographic Sciences, Nanjing Institute of Geography and Limnology, Chinese Academy of Sciences, Nanjing 210008, China). China Environmental Science, 2021,41(4)：1824~1833Abstract：The characteristics of hydrogen and oxygen isotopes in rainfall, lake water, river water, and wetland groundwater were investigated in a typical delta wetland of Poyang Lake during the period from April to O ctober in 2018. Based on the δ18O-δD relationships, the transformations between these different water sources in different hydrological periods were quantified. The contribution rates of different water bodies to wetland groundwater were further calculated using a mixed source model. The results showed that, in general, the rainfall δ18O and δD values were lower in June and July and were higher in other months of the year. The rainfall isotopes exhibit obviously seasonal variations and the associated amount effect. The variation trends of isotopes in river water and lake water were consistent with those of the rainfall. In addition, the river water and lake water were isotopic enriched due to intense evaporation, while the variation amplitudes were less than the rainfall isotopes. The results also revealed that the groundwater isotopes in wetland were relatively stable with small seasonal variations. On average, the groundwater δ18O and δD values (-5.26‰, -31.1‰) were higher than those of the rainfall (-6.32‰, -40.1‰), and were lower than those of the lake water (-3.60‰, -26.4‰), but were close to the river water (-5.09‰, -34.4‰). This result indicated that the wetland groundwater was jointly influenced by rainfall, river water and lake water. During the water level rising period (April-May), the river water was mainly recharged by the rainfall and the catchment groundwater. During this period, the lake water was mainly supplied by the rainfall and the river water, while the wetland groundwater was mainly replenished by the antecedent precipitation and the river water. However, the contribution of river water to the wetland groundwater was the greatest among these water sources. During the high water level period (June-August), the wetland groundwater was mainly recharged by lake water and the river water, and the contribution rate of lake water was higher than 50%. During the falling water period, results showed that the wetland groundwater discharged to the surrounding river channel and the lake.Key words：stable isotope；groundwater；river water；lake water；transformation relationship；Poyang Lake wetland湿地生态系统以水循环过程为主要载体进行物质、能量和信息交换[1].湿地水体的来源和组成复杂,大气降水、河湖等地表水以及地下水的输入和输出,直接影响湿地土壤理化环境和生物地球化学循环[2-3],进而干扰湿地系统的植物组成、空间格局和生态系统演变过程[4-5].研究水源补给与水体转化关系,是探索变化环境下湿地生态系统演变过程的基础[1,4],同时也是区域水资源评价、湿地生物地球化收稿日期：2020-08-26基金项目：国家重点研发计划项目(2019YFC0409002);国家自然科学基金资助项目(41601031,42071036,41771037);中科院青年创新促进会项目(Y9CJH01001);山西省应用基础研究项目(201801D221052)* 责任作者, 副研究员,********************.cn4期许秀丽等：鄱阳湖典型湿地地下水—河湖水转化关系 1825学循环和生态系统保护等研究领域的重点[6-7].D和18O是自然界水中氢和氧的两种稳定同位素,在水循环过程中,不同水体D和18O的含量变化受蒸发分馏、凝结和混合作用的影响[8],故可以通过研究水体中氢、氧同位素组成的差异示踪流域水循环过程[9-10].氢氧同位素方法在国内东北地区、黄土高原和华北地区水循环研究中得到了非常广泛的应用,主要用于揭示不同地貌区地下水/河水的补给来源[11-12]、地表水与地下水之间的交互作用关系[13-14]、水循环各环节中的水分运动机制[15-16].长期或季节性淹水湿地与地下水、地表水的转化关系密切,目前国内外已经开展的研究多集中于滨海湿地、河流湿地和内陆湖泊湿地[17].研究发现,洪泛湿地在雨季主要由降水补给,其它季节受地下水和地表水共同补给[18].对于内陆湖泊湿地,大气降水对湿地地下水补给较弱,而湖水补给比例则超过了一半[19].这种补给的变化规律与差异性说明湿地水体转化关系同时受区域水文情势、地质/水文地质条件和气候条件等的共同控制.由此可知,同位素示踪技术已然成为研究地下水(地表水)-土壤-植被-大气连续体等复杂系统水体转化过程的重要手段.鄱阳湖是长江中下游典型的通江湖泊,湖水与流域五河和长江之间复杂的水量交换导致鄱阳湖水位呈现年内高度动态的变化(~12m),由此在湖区漫滩形成了季节性干湿交替极为显著的洪泛湿地生态景观[20].21 世纪以来,长江中下游江湖关系格局发生了显著的改变,鄱阳湖旱涝急转、退水速率加快等问题凸显[21-22],这无疑会改变洪泛湿地生态系统的水源补给和稳定性.在当前变化的水情背景下,已有学者利用水文、水化学、同位素等方法探求鄱阳湖湿地地下水与河、湖等地表水的转化关系.研究发现,区域尺度上,洪泛区地下水与河水、湖水之间转化关系密切,但存在一定的滞后性[23]; 坡面尺度上,汛期湿地地下水主要受降水和河湖水共同补给[24-25],枯水期湖水很有可能接受周边湿地地下水的排泄补给[26-27].事实上,降水的季节分配、河水的洪枯变化以及水文地质条件的差异,导致湿地水体的转换关系具有较强的区域特性和时间差异[5].目前关于鄱阳湖湿地水分来源研究虽然取得了一些有价值的结论和发现,但受原位采样条件和复杂湿地水情影响,研究大多侧重于单一时段的探索分析,缺乏对鄱阳湖不同水文时期(涨水、丰水、退水期)湿地补给水源的完整理解和差异性评估.此外,已有研究对鄱阳湖湿地各类水体转化关系仍以定性认识为主,尤其是尚无法科学评估不同补给来源对湿地地下水的贡献比重,这也成为目前湿地水量平衡研究的难点.数值模拟和传统的水文监测手段尚无法精确刻画这种复杂的湿地水体转换过程[26-27],给水量模拟带来一定的不确定性.氢氧稳定同位素技术在国内外水循环研究中应用成熟,虽然湿润区不同水源间氢氧同位素的组成和差异相对较小,但这种差异性仍为湿地系统水体转化过程提供了一种非常有效且可靠的方法[17],而且借助端元混合模型还可以定量化不同水源对湿地地下水的补给贡献,弥补以往对湿地水体转化过程的“黑箱”描述,可为深入理解鄱阳湖湿地水体相互转化机制提供一定的参考价值.本文研究区选定于吴城鄱阳湖国家自然保护区典型洲滩湿地[28],该湿地系统河流-湿地-湖泊相互作用频繁、季节性干湿交替显著,是一个极具特色的高洪泛湿地系统[27],能够保证鄱阳湖湿地水体转化关系的研究结果相对更有代表性. 本文主要利用氢氧稳定同位素技术,分析鄱阳湖典型湿地降雨、河水、湖水、地下水氢氧稳定同位素的季节变化特征,研究不同水文时期湿地地下水-河湖水之间的转化关系,量化不同水源对湿地地下水的补给贡献.研究结果可为后续湿地生物地球化学循环的研究和变化水文情势下湿地生态系统演变的预测奠定基础.1材料与方法1.1研究区介绍鄱阳湖位于江西省北部,流域内河流纵横,湖水主要受五河来水补给,经湖盆调蓄后由湖口注入长江(图1).水位呈现高度动态的季节性周期变化,在高低水位之间的消落带发育有大面积的湿地[20].鄱阳湖流域属于亚热带季风气候区,夏季降水主要受夏季风控制,冬季降水受西伯利亚内陆冷空气控制,多年平均降水量为1450mm,主要集中在3~6月,占全年降水的54%[20].多年年均气温16.3℃,7、8月份气温最高,平均33℃,12~2月气温最低,多年平均水面蒸发量1024~1218mm[29].1826 中 国 环 境 科 学 41卷图1 研究区位置 Fig.1Location of the study area图2 研究区湿地断面示意Fig.2 Sketch map of the studied wetland transect鄱阳湖国家自然保护区以江西省吴城镇为中心,管辖范围224km 2,属于包括湖泊、河流、碟形子湖、草本洲滩的内陆型湿地(图1),是生态水文过程研究的天然实验室.本文研究区为鄱阳湖国家自然保护区内典型的赣江入湖冲积三角洲洲滩湿地(116º00′11′′E,29º14′34′′N,图1),整个湿地断面长约1.8km,高位滩地西侧紧邻赣江,呈陡峭的台地,向东地势逐渐向湖区倾斜(图2).区内植被沿高程依次分布有中生性草甸、挺水植被带、湿生植被带、沉水植物等,湿地断面布设有波文比、气象观测系统、地下水位监测井、湖水位监测传感器[28],可为本研究提供日地下水位和降水数据. 1.2 样品采集与分析方法为了研究鄱阳湖典型湿地降水、湖水、河水和地下水的转换关系,本文于2018年4月(雨季) ~10月(湖泊退水期)开展样品采集.地下水样品通过典型湿地各植被群落内布设的3口地下水位观测井采集,利用抽水泵抽取无杂质和泥沙沉积的水样.湖水样品在与研究区湿地下缘地带直接相连的鄱阳湖主湖区的开阔水域处采集,河水样品采集紧邻研究区的赣江水,采样位置为水面0.5m 以下,采样前先用原水充分润洗采样瓶,每个水样取3个重复,充分混合后作为一个混合样.降雨样品依托吴城气象站在每次降雨期间收集,共收集雨水样32组.所有水样采集后迅速装入30mL 聚乙烯瓶中,尽量装满,确保无气泡,并立即用封口膜密封好,放入冷藏装置中运送到实验室,以冷藏方式保存.样品的室内处理与分析在清华大学研究院稳定同位素分析实验室进行,采用同位素比率质谱仪(MA T253,USA)测定水样中δ18O 和δD 的含量,分析精度分别为±0.5‰和±2‰.所有水样测定结果以 V -SMOW(维也纳标准海洋水)为标准的千分差表示: δR (‰)=(R sam / R sta - 1)× 1000 (1)式中: R sam 代表样品中D/H 或8O/16O 的比值, R sta 为V -SMOW 标准物质中D/H 或 8O/16O 的比值.采用Excel2007对文中数据进行统计分析,并利用直观比较法对比不同时期降水、湖水、河水和地下水δ18O 、δD 同位素值,判断各类水体之间的转化关系及地下水的可能补给来源[14-15].同时,利用基于同位素质量平衡原理的端元混合模型[30],对湿地地下水补给来源的贡献比例进行估算,计算过程分别采用δ18O 、δD 进行计算,然后取其平均值,计算公式如下. δ g = f p δp + f r δr + f l δl(2)f p + f r + f l =1 (3)式中: δg 为地下水的氢、氧同位素值; δp 、δr 、δl 分别为降水、河水、湖水氢氧同位素值; f p 、f r 、f l 分别为降水、河水、湖水对湿地地下水的补给贡献比例. 2 结果与分析2.1 大气降水同位素变化特征4期 许秀丽等：鄱阳湖典型湿地地下水—河湖水转化关系 1827从鄱阳湖2018年4~10月降雨δ18O 、δD 组成随时间的变化可以看出,降水氢氧稳定同位素变化范围较大(图3),δD 介于-72.59‰~-3.02‰之间,均值为-31.48‰;δ18O 介于-10.22‰~-1.11‰之间,均值为-5.18‰.利用最小二乘法拟合出4~10月当地大气降水线方程: δD= 7.63δ18O + 8.21(R 2 = 0.94,n = 31) (图3).国际原子能委员会求得的全球大气雨水线为 δD=8δ18O+10[31],1983年郑淑惠等[32]得出我国大气降水线为δD=7.9δ18O+8.2.研究区大气降水线的斜率和截距与我国雨水线接近,略小于全球大气降水线,说明降雨过程水汽受到蒸发分馏的影响而出现同位素富集.图3 降雨、地下水、河湖水δ18O 与δD 关系 Fig.3 Relationships between δ18O and δD in rainfall,groundwater, river water and lake water研究区降雨同位素在6~7月贫化,其余月份富集,呈现明显季节变化(图4),这与华南地区南昌、长沙等城市的降水同位素变化规律基本一致[33-34].主要原因与我国降水水汽来源路径和蒸发、凝结过程中的同位素分馏有关[35].3~6月为鄱阳湖的雨季,长江以南降雨频繁且雨量较大,随着大气水的多次冷凝,降雨中重同位素越来越贫化,导致雨季后期6~7月份的降雨同位素值偏低.然而,9月开始夏季风逐渐减弱,研究区主要受冬季风影响,来自高纬度内陆气团所携带的水汽源本身δ18O 和δD 偏高,加之气温高、空气干燥蒸发强,因此其余月份的降雨同位素相对富集.进一步对本研究区降雨量(P )和对应测得的大气降水δ18O 值进行线性回归分析,发现二者呈较为显著的负相关关系(δ18O=-0.15P -2.24,R 2=0.55, P <0.01)(图5),表现出明显的雨量效应.图4 2018年降雨量与降水同位素加权平均值月变化Fig.4 Monthly variations of rainfall amount and the weightedaverage values of rainfall isotopes during 201812~3月降雨数据来自GNIP 长沙站[23]图5 大气降水δ18O 与降雨量的相关关系Fig.5 Correlations between rainfall δ18O and the rainfallamount2.2 河水、湖水、地下水稳定同位素特征由图3可知,河水和湖水同位素点据均位于当地大气降水线右下方,对河水和湖水氢氧同位素进行回归拟合,得出研究区地表水蒸发线方程为: δD= 4.85δ18O–9.27(R 2=0.62,P <0.01).蒸发线斜率小于当地大气降水线,表明研究区地表水体受蒸发分馏作用影响强烈,水分蒸发时轻同位素(H 和16O)更易蒸发,导致河湖水中的重同位素(D 和18O)更为富集.湿地地下水氢氧同位素多分布于当地大气降水线上方,说明受蒸发分馏影响较小,且部分点分布于河、湖水同位素点据之间,表明湿地地下水受降水、河水和湖水三者的共同影响.比较鄱阳湖降水、河水、湖水和湿地地下水氢氧同位素值的月变化(图6),可以看出,4种水体1828 中 国 环 境 科 学 41卷中降水的氢氧同位素值最小,且季节性变化幅度最大, δ18O 和δD 的变化幅度分别为5.29‰和51.3‰.河水、湖水同位素与降水同位素的季节变化规律基本一致,均表现为夏季6、7月份贫化,说明地表水体的初始来源均为大气降水.但是,河水同位素比湖水同位素更为贫化,季节性变化幅度更大,两者差异明显(图6).河水δ18O 介于-6.60‰~-3.92‰之间,均值为-5.09‰(图6a); δD 变化范围在-42.0‰~-22.8‰之间,均值为-34.4‰(图6b).河水δ18O 和δD 值变化幅度仅次于降水,分别为2.69‰和19.2‰.这主要是因为研究区湿地为赣江冲积三角洲湿地,河水是来自赣江子流域的地表径流,受大气降水补给的影响最大,但可能还受流域周边地下水补给的影响,而地下水对河流的补给主要为相对稳定的基流.湖水氢氧同位素值最大,δ18O 变化范围在-4.69‰~-2.74‰之间,均值为-3.6‰,δD 介于-29.2‰~-22.6‰之间,均值为-26.4‰,且δ18O 和δD 季节性变化幅度较小,分别为1.95‰和6.57‰.主要原因是湖水为五河径流、长江水、地下水等多水源的混合体,且湖泊水域面积广阔,流速相对较缓,强烈蒸发分馏导致重同位素过度富集.综上,河水、湖水同位素组成的差异说明河流和湖水的水源构成、流动和更新过程不同,氢氧同位素技术能够很好的区分两种不同的水源.图6 2018年降水、湖水、河水、地下水δ18O (a)、δD (b)月变化Fig.6 Monthly variations of δ18O (a) and δD (b) in rainfall, lake water, river water and groundwater during 2018湿地地下水氢氧同位素组成并无明显的季节性差异,δ18O 和δD 值仅在8月份较大,其余月份则较为稳定(图6).δ18O 和δD 平均值分别为-5.26‰和-31.1‰,季节性变化幅度最小,分别为1.5‰和5‰.这可能是因为降水在由大气降落到土壤表层,再通过入渗补给到地下水的过程中,大大削弱了降水的季节性变化.而且湿地地下水埋深较大(年平均值2.9~4.8m)[28],受蒸发作用的影响较小,仅在汛期地下水浅埋时存在蒸发分馏,说明湿地地下水同位素整体较为稳定.总结上述分析可知,研究区降水、河水、地下水和湖水的δ18O 和δD 同位素组成差异显著,各类水源的氢、氧同位素变化范围明显不同,且变化幅度(1.5‰~9.1‰,5‰~69.5‰)均远大于δ18O 、δD 的测试精度(±0.5‰,±2‰).这种同位素特征差异能够满足氢氧同位素示踪技术应用的条件,为进一步探求鄱阳湖湿地降水-河湖水-地下水的转化关系提供了基础.此外,从均值变化来看,全年降水同位素均值(-6.32‰,-40.1‰)最小,河水(-5.09‰,-34.4‰)和湿地地下水(-5.26‰,-31.1‰)次之,湖水同位素均值(-3.60‰,-26.4‰)最大.湿地地下水δ18O 、δD 值与河水更为接近,说明相比其它水源,湿地地下水与河水之间的水力联系可能更强.2.3 不同水文时期各类水体的转化关系鄱阳湖水位具有显著的季节性动态变化,每年4月初受流域入湖河流的补给,湖水位开始逐渐抬升,4期许秀丽等：鄱阳湖典型湿地地下水—河湖水转化关系 1829至7、8月份达到最高水位,9月之后开始退水,水落滩出、湖水归槽[20].湖泊水情的动态变化直接影响湿地各类水体在季节尺度上的相互转换,根据鄱阳湖长期水文节律,本文将4~5月、6~8月、9~10月分别划分为涨水期、丰水期、退水期[22],研究不同水文时期鄱阳湖典型湿地各类水体的相互转换关系,及其对湿地地下水的补给贡献比例.第一阶段,涨水期鄱阳湖湖水、河水、湿地地下水的δ18O和δD均值分别为(-3.55‰,-23.6‰)、(-4.21‰,-24.6‰)、(-5.34‰,-33.5‰),各水体氢氧稳定同位素值排序为:湖水>河水>地下水.比较河水δ18O值发现其与1~5月降水δ18O值(-4.25‰)接近,而此时前期降水已经充分入渗到地下补给区域地下水.因此可以认为,河水的主要补给源是当期降雨和流域内地下径流,这与文献[23,36]的研究结果基本一致:鄱阳湖流域的河水由23%的降水和77%的浅层地下水构成.湖水δD与河水的δD值几乎相等(小于分析精度2‰),表明湖水主要接受河水的补给,4~6月正值鄱阳湖的雨季,湖水位受流域入湖河流的补给而抬升.此外,湖水δ18O值还与3~5月降水δ18O值(-3.62‰)大致接近,考虑到强降水时期土壤含水率较高,湖区周边降水易转换成地表径流,说明湖水可能还接受降水的补给.洲滩湿地地下水同位素最为贫化,甚至小于同期所有降水、河湖水的同位素值,陈建生等也发现4月份赣江附近井水的δ18O、δD明显比河水同位素贫化[23],这一现象表明前期地下水曾受到同位素更加贫化的水源补给.比较地下水δ18O值,发现其与11月~次年2月降水的δ18O均值(-5.28‰)相近,考虑到此阶段湿地地下水埋深较深(4.1~6.6m),说明降雨入渗补给地下水可能存在滞后性,这与前期研究相印证,水文观测显示鄱阳湖湿地地下水位峰值出现时间滞后年内降水峰值约3~4个月[28].此外,地下水δ18O、δD与6~8月河水的δ18O值(-5.54‰)和δD(-38.5‰)接近.以往监测显示湿地地下水位大幅抬升的时期为每年汛期的6~8月[28],而且此阶段河水同位素为全年最低,考虑到地下含水层蓄水能力强,地下水同位素季节变化较小,说明水体更新速度较慢,滞留时间较长.由此综合推断,湿地地下水可能受到前期降水和河水补给的滞后影响,地下水中保留了更多早期贫化的“老水”(图7a).基于同位素质量平衡的三元混合模型计算显示,汛期河水、前期降水和湖水对此阶段洲滩湿地地下水的补给贡献率分别约为75%、13%和12%(表1).这说明降水入渗直接补给地下水的比例有限,湿地地下水中保留了更早期的河水和降水.表1湿地地下水补给水源贡献比计算结果(均值±SD)Table 1 Contribution rate of different water sources to the wetland groundwater (mean and standard deviation)涨水期(4~5月) 丰水期(6~8月)水源据δ18O算(%) 据δD算(%) 平均贡献(%) 据δ18O算(%)据δD算(%) 平均贡献(%)平均贡献(%)降水f p11±7 14±9 13±4 14±8 4±2 9±3 11 河水f r83±5 69±2 75±3 33±19 9±6 21±5 48 湖水f l6±4 17±10 12±4 53±11 87±3 70±4 41第二阶段,丰水期湖水、河水、湿地地下水的δ18O和δD均值分别为(-3.97‰,-28.3‰)、(-5.54‰,-38.5‰)、(-5.00‰,-30.0‰),各水体同位素值排序为:湖水>地下水>河水.地下水同位素值介于湖水和河水之间,部分δ18O、δD点据与河水、湖水同位素几乎重合(图6),说明洲滩湿地地下水在丰水期受鄱阳湖上涨的湖水和流域入湖河水的共同补给(图7b).虽然从流域-湖泊水文过程来看,湖水大部分来自河水补给,但两者同位素组成的差异说明河水与湖水的水源构成及影响因素不同.主要原因为7、8月份是长江中上游的主汛期,长江对鄱阳湖的水量倒灌是湖泊与长江相互作用的重要特征,倒灌作用可影响至鄱阳湖最上游的康山站,北部主湖区河道影响最为显著[37].本文研究区湿地位于湖区北部,湖水是流域五河和长江水量相互作用的混合水体[37-38],主要受五河径流、长江径流及江湖作用强度的影响; 而河水主要受赣江流域降水条件的影响.经三元混合模型计算,河水、湖水和降水对湿地地下水的补给贡献率分别为21%、70%和9%(表1).河水同位素比同期降水1830 中国环境科学 41卷同位素值(-7.68‰)显著偏大,说明河水除了受当季降水补给的影响,可能还受到前期降雨入渗形成的壤中流或河道两侧地下径流的补给,并经历强烈的蒸发分馏.第三阶段,退水期鄱阳湖入湖河流的流量减少,湖泊水位降低,逐渐进入枯水期.湖水、河水、洲滩湿地地下水的δ18O排序关系为:湖水(-3.11‰)>河水(-5.31‰)>地下水(-5.59‰),δD值排序为:湖水(-26.2‰)>地下水(-30.6‰)>河水(-37.9‰).此阶段湖水同位素较其它时段最为富集,主要是因为退水后湖水归槽,大湖面被高低起伏的湖底地形分割成许多个独立的子湖,湖水流动性变差,加之秋季高温少雨,蒸发分馏作用强烈.此外,河水δ18O同位素值略高于湿地地下水δ18O值,湖水δD与地下水δD值较相近,考虑到退水初期湿地地下水位下降速率可达10cm/d[28],因此可以认为退水期湿地地下水迅速向河道和湖泊排泄(图7c),而河水和湖水接受湿地地下水的补给后,均受到二次蒸发的影响.图7 不同水文时期典型洲滩湿地降水、河湖水与地下水转换关系示意Fig.7 Schematic diagram of the transformations between rainfall, river water, lake water and the wetland groundwater for differenthydrological phases3讨论不同水体同位素组成的差异是研究水体转化关系的基础,本文鄱阳湖大气降水样品采集虽然不足1a,但仍呈现出明显的季节变化,而湿地地下水δ18O和δD值的季节变化较小,整体高于大气降水、河水同位素,低于湖水同位素.这与七里海湿地、扎龙湿地、呼伦湖湿地地下水同位素特征基本一致[19,39-40].如张兵等[39]研究发现,天津七里海湿地地下水同位素组成严重贫化,年内变化很小,河水和湖沼水受蒸发分馏的影响同位素较为富集.王磊等[19]在扎龙湿地研究发现,地下水同位素介于降水、河水和湖水同位素之间,存在富集现象.地下水氢氧同位素的组成与多种因素有关,如海拔高程、补给水源组成、气候条件等[12-14].山地区域地下水氧同位素值具有随高程的增加而减小的特点[41],这是因为地下水同位素表现出的高程效应是降水同位素高程效应的间接体现,不同海拔处地下水的补给范围和径流路径不同.而本文研究区属于坡面尺度,高差小(13~18m,图2),故地下水同位素的空间差异很小.此外,地下水埋深、植被类型、覆盖度和土壤特性等均是影响浅层地下水蒸发强度的主要因素,地下水蒸发越强,重同位素更富集[25,41].本研究地下水氢氧同位素在茵陈蒿(-5.32‰,-29.5‰)、芦苇(-5.14‰,-31.6‰)和灰化薹草(-5.49‰,-34.5‰)群落间并未表现出显著性差异(P=0.598>0.05).这可能是因为研。
长江通江湖泊演变及其影响效应研究进展
姚仕明;胡呈维;渠庚;柴朝晖;栾华龙
【期刊名称】《长江科学院院报》
【年(卷),期】2022(39)9
【摘要】在广泛查阅国内外相关文献的基础上,对长江中下游两大通江湖泊洞庭湖与鄱阳湖水沙输移规律、冲淤演变规律及对洪枯调控功能的影响这3个方面的研究进展进行了总结分析,并对当前研究中存在的不足提出了今后应加强的内容,主要包括:①自然和人为影响下两湖演变机制量化揭示,包括资料匮乏时期两湖的演变过程、各种自然因素对两湖冲淤演变的影响的识别、人类活动加剧时期两湖的自然冲淤过程等;②两湖未来长历时、大范围冲淤情势变化趋势预测,实现从两湖泥沙淤积总量预测到淤积时空分布格局变化预测转变;③两湖演变对洪枯调控功能影响的指标化评估,包括表征湖泊洪枯调控功能的指标研究及其与两湖未来不同冲淤情景的响应关系等方面。
【总页数】9页(P15-23)
【作者】姚仕明;胡呈维;渠庚;柴朝晖;栾华龙
【作者单位】长江科学院河流研究所;长江科学院水利部长江中下游河湖治理与防洪重点实验室
【正文语种】中文
【中图分类】TV697.1
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5.“长江中游通江湖泊江湖关系演变过程与机制”课题工作大纲审查会召开
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近30年洞庭湖季节性水情变化及其对江湖水量交换变化的响应何征;万荣荣;戴雪;杨桂山【摘要】江湖水量交换的变化影响着通江湖泊洞庭湖的水情,进而影响湖区社会经济及生态的可持续发展.以洞庭湖城陵矶站、南咀站以及长江干流宜昌站、螺山站1981-2012年逐日水位、流量观测数据为基础,采用单位根检验、方差分析和水位-流量绳套曲线等方法对洞庭湖季节性水情变化特征进行提取,并探究江湖水量交换变化对其产生的影响.研究表明:近30年来洞庭湖水情呈阶段性特征,与相对稳定的1981-2002年相比,2003-2012年湖泊水位总体呈下降趋势,年均水位下降0.43 m;枯、涨、丰、退水期各季水情变化特征为:2003年以后洞庭湖丰水期水位平均下降0.60m,呈现出“高水不高”现象;退水期水位平均下降1.49 m,退水加快;枯水期水位略有上升,平均上升0.18 m;涨水期水位变化不明显.湖泊退水期水位降幅最为明显,尤其是10月大幅下降,平均下降2.03 m,有提前进入枯水期的趋势.水情变化与江湖水量交换变化密切相关:丰水期,三口(松滋、太平和藕池)分流量减小在一定程度上降低湖泊水位;退水期,三口分流量减小叠加城陵矶出口长江水位下降对洞庭湖产生拉空作用,湖泊出流加快水位被拉低;枯水期,主要是1-3月,城陵矶出口长江水位上升对湖泊顶托作用增强,湖泊出流减缓水位略有抬升.【期刊名称】《湖泊科学》【年(卷),期】2015(027)006【总页数】6页(P991-996)【关键词】湖泊季节性水情;江湖水量交换;水位-流量绳套曲线;洞庭湖【作者】何征;万荣荣;戴雪;杨桂山【作者单位】中国科学院南京地理与湖泊研究所流域地理学重点实验室,南京210008;中国科学院大学,北京100049;中国科学院南京地理与湖泊研究所流域地理学重点实验室,南京210008;中国科学院南京地理与湖泊研究所流域地理学重点实验室,南京210008;中国科学院大学,北京100049;中国科学院南京地理与湖泊研究所流域地理学重点实验室,南京210008【正文语种】中文洞庭湖(28°44′～29°35′N，111°53′～113°05′E)是中国第二大淡水湖，位于湖南省东北部，长江中游荆江段南岸. 洞庭湖南有湘、资、沅、澧四水入湖，北有长江水自松滋、太平、藕池三口入湖，来水经湖泊调蓄由城陵矶注入长江，形成复杂的江湖水系格局(图1).江湖关系在自然和人类活动的双重作用下不断调整[1-5]，尤其近百年来的一系列水利水电工程对其产生了不可逆转的影响[6-8].卢金友等指出荆江裁弯期间，荆江三口分流分沙比大幅下降[9-10]；而三峡工程建库蓄水，使得清水下泄，荆江河段遭受严重冲刷，长江水位降低，湖泊出流加快[11-15].江湖关系变化对长江中下游及洞庭湖产生了不同程度的影响[16-18]. 因此，有学者试图从江湖关系变化的角度探讨其对湖泊水情的影响规律[19-21].湖泊水情具有重要的季节循环[22-23]，洞庭湖遵循着枯(12、1、2、3月)-涨(4、5月)-丰(6、7、8、9月)-退(10、11月)的水位季节波动. 现有工作对洞庭湖水情的研究多从年尺度进行[7-8，24-26]，对季节尺度的研究尚有不足，且从江湖关系的视角揭示湖泊水情变化的研究还有待深入开展.基于此，本文将着重分析洞庭湖水位季节波动变化特征，并尝试揭示江湖水量交换变化对其产生的影响.这对科学认识洞庭湖水情以及恢复湖泊自然水情变化具有重要的现实意义.本文数据来源于长江水利委员会和湖南省水文局，选用了洞庭湖城陵矶站、南咀站1981-2012年的水位、流量日观测数据，长江干流螺山站1981-2012年的水位、流量日观测数据和宜昌站1981-2012年的月平均流量数据(水位均采用黄海高程).洞庭湖分为东洞庭湖、南洞庭湖、西洞庭湖，其中东洞庭湖为主体.城陵矶站位于洞庭湖湖口处，是洞庭湖代表性水文站，不仅反映东洞庭湖水情，还反映洞庭湖出流变化；南咀站位于西洞庭湖，接纳长江松滋口、太平口分流和流域上游澧水来水，在一定程度上反映三口分流对洞庭湖水情的影响[20，24]. 螺山站位于城陵矶下游，可反映长江城陵矶-螺山河段水位变化.宜昌站位于三峡大坝下游，可反映三口上游长江流量变化.为探究洞庭湖近30年的水情变化规律，首先以2003年为时间节点划分两个时段，对城陵矶站进行时间序列分析，检验各阶段水位序列的平稳性.然后，采用方差分析得到不同阶段水情差异最为显著的季节和月份；对城陵矶站月尺度水位数据进行滑动平均，探索总结湖泊各季节水位波动变化特征.最后，通过城陵矶站、南咀站和螺山站不同阶段水位-流量绳套曲线对比，以及同期宜昌站流量的变化情况，从江湖水量交换变化的角度揭示洞庭湖季节性水情发生变化的原因.2.1 洞庭湖近30年水情的阶段性洞庭湖水情不仅受气候变化的影响，还受到水利工程建设等人类活动的影响[27-28]. 自1980s以来，以2003年三峡水库蓄水为节点，湖泊水情可划分为1981-2002年和2003-2012年2个阶段.对这2个时段城陵矶站水位数据进行时间序列分析，结果表明，1981-2002年湖泊水位呈弱上升趋势，时间序列相对平稳，除了5月之外，年、季、月水位序列均通过单位根检验(P<0.05)；而2003-2012年水位呈显著下降趋势.1981-2002年和2003-2012年平均水位分别为23.31和22.88 m.2.2 不同阶段湖泊水情特征以方差分析验证城陵矶站1981-2002年和2003-2012年多年日平均水位在各月份差异的显著性，结果表明大部分月份水位差异都很显著(表1)，只有5、6月表现不明显.表明2003年前后除了涨水期后期和丰水期前期，洞庭湖其他季节水位均差异显著.2003-2012年与1981-2002年相比，城陵矶站7月和10月水位变化幅度最大.7月水位从1980s中后期至1990s后期呈上升趋势，2000年后水位呈明显下降趋势(图2a)，水位平均下降1.05 m.10月水位2000年前保持平稳，2000年后出现下降趋势(图2b)，水位平均下降2.03 m.从季节尺度来看，城陵矶站枯水期12月水位下降0.41 m，而1-3月水位均升高，分别升高0.36、0.32、0.47 m；因此，其枯水期水位总体呈现微弱的上升趋势，平均上升0.18 m. 涨水期4月水位下降0.60 m，但涨水期水位总体变化不明显(P>0.1).丰水期除了7月水位大幅下降，其8、9月水位也均下降，分别下降0.59、0.83 m；因此，丰水期水位总体呈现显著下降趋势，平均下降0.60 m，因而呈现“高水不高”水情.退水期除了10月，其11月水位也显著下降，下降0.93 m；因此，退水期水位总体亦呈显著的下降趋势，平均下降1.49 m，表现为退水加快. 综上所述，洞庭湖水情的变化特征为：2003年后，丰水期水位大幅下降，呈现“高水不高”水情；退水期水位亦大幅下降，尤其是10月，退水加快；枯水期，水位略有上升；涨水期水位变化不明显.因此，洞庭湖退水期水位变化最大，出现了枯水期提前的趋势.荆江三口分泄长江水补给洞庭湖，经湖泊调蓄后，由城陵矶出流补给长江，由此构成江湖水量交换关系. 城陵矶站、南咀站多年平均的日水位、流量绘制而成的水位-流量绳套曲线可以表征湖泊蓄泄过程.对比城陵矶站、南咀站1981-2002年和2003-2012年的水位-流量绳套能够得到2个阶段湖泊年内蓄泄过程变化，辅以螺山站同步水位-流量绳套曲线进而反映江湖水量交换变化.城陵矶站位于洞庭湖下游湖口处，水位-流量绳套曲线呈逆时针，而南咀站位于洞庭湖上游，湖泊蓄泄过程对它的作用与城陵矶站相反，使得南咀站水位-流量绳套曲线呈顺时针.螺山站位于长江干流，因存在河底比降水位-流量绳套曲线趋近单一曲线.3.1 城陵矶站水位-流量绳套曲线城陵矶站2003-2012年水位-流量绳套曲线与1981-2002年相比各个季节均有不同程度的差异(图3)：①枯水期，1-3月同水位流量下降，说明出流减缓.②涨水期，4月同水位流量减少，但涨水期整体蓄泄关系变化并不明显.③丰水期，7-9月水位-流量曲线发生显著位移，并且水位显著下降的同时伴随流量的大幅减少.以7月为例，相对稳定阶段7月的最高水位和最大流量分别为29.15 m和18770.9 m3/s，而2003-2012年7月的最高水位和最大流量为28.40 m和15069 m3/s，分别减少了0.75 m和3701.9 m3/s.水位、流量的同步大幅下降说明湖泊入流量减少，而与此同时，洞庭湖上游南咀站7-9月流量分别减少了549.48、278.03、456.17 m3/s.④退水期，水位-流量曲线不仅发生了明显的位移，且在形态上也表现出巨大的差异.10月下旬的水位、流量都大幅减少，其最低水位由23.53 m下降到21.51 m，最小流量由6090 m3/s下降到3300 m3/s；11月上旬出现水位稳定波动而流量迅速增大的“大转折”，水位维持在21.50 m附近，而流量则由3212 m3/s增加到4673 m3/s，随后水位和流量才同步稳定下降.3.2 南咀站水位-流量绳套曲线南咀站2003-2012年水位-流量绳套曲线与1981-2002年相比各个季节均有不同程度的差异(图3)：①枯水期和涨水期，12-5月同水位流量均增大，但是这种变化并不明显.②丰水期，6月水位、流量变幅减小，2个阶段最小水位和流量相差不大，均在28.50 m和2100 m3/s附近；而最高水位由30.46 m下降到29.68 m，最大流量由5017.3 m3/s下降到4166 m3/s.7-9月，水位-流量曲线有明显位移，水位、流量同时大幅减小，最高水位分别减小0.6、0.5、0.8 m；8、9月最大流量分别减少151.5、345.8 m3/s.同一时期，长江干流宜昌站7-9月流量分别减少4149.5、2733.4、2967.7 m3/s.由此可见，丰水期长江流量减少在一定程度上造成了三口分流量减小，使得湖泊水位降低.③退水期，10月水位、流量都大幅降低，其最高水位(27.64 m)还未达到相对稳定阶段的最低水位(27.76 m)，最小流量由1981-2002年的1617.9 m3/s下降到984.7 m3/s；11月同水位流量增大.2003-2012和1981-2002年宜昌站流量分别下降5008.9和726.2 m3/s.由此可见，退水期长江流量减少同样造成三口分流量减小，降低了湖泊水位.3.3 螺山站水位-流量绳套曲线螺山站2003-2012年水位-流量绳套曲线与1981-2002年相比各个季节均有不同程度的差异(图3)：①枯水期，1月水位、流量均大幅上升，其最低水位(17.64 m)和最小流量(8016 m3/s)超过了1981-2002年同期最高水位(17.58 m)和最大流量(7814.5 m3/s).2、3月的最低水位分别上升0.23、0.36 m，最小流量分别增加578.8、828.5 m3/s；此时，城陵矶站水位与螺山站水位差出现了减小，主要集中在2月下旬和3月中旬，分别由1.25 m和1.20 m减小到1.24 m和1.18 m，落差减小了0.017 m和0.02 m.以上分析表明城陵矶出口长江水位上升对洞庭湖顶托作用增强从而造成湖泊出流减缓.②涨水期，4-5月水位-流量曲线无明显变化.③丰水期，6-9月水位、流量出现大幅下降，最高水位由28.19 m下降到27.36 m，最大流量由43400 m3/s减少到37740 m3/s.④退水期，10月水位、流量大幅下降，其最低水位由23.53 m下降到21.51 m，最小流量由6090 m3/s下降到3300 m3/s.11月上旬出现了与城陵矶站类似的水位稳定波动而流量迅速增大的“大转折”，水位维持在20.34 m附近，而流量则由13230 m3/s增加到14990 m3/s，随后水位和流量才同步稳定下降.11月城陵矶站与螺山站水位差明显增大，由1.07 m增加到1.16 m，落差增加了0.09 m.由此推断，退水期城陵矶出口长江水位下降对洞庭湖产生拉空作用导致湖泊出流加快.综上所述，江湖水量交换变化对洞庭湖水情变化具有极其重要的影响.2003年后，洞庭湖在丰水期呈现出“高水不高”水情，江湖水量交换中三口分流量下降、湖泊入流减少是其重要原因.在退水期呈现的迅速退水现象，是三口分流量减少和城陵矶出口长江水位下降对湖泊产生拉空导致的湖泊出流加快共同作用的结果.在枯水期水位总体上呈现出微弱上升的趋势，可能是城陵矶出口长江水位上升对湖泊产生顶托导致的洞庭湖出流减缓的结果.涨水期，江湖水量交换变化对湖泊水情的影响较小.1980s以来，洞庭湖水情演变呈现阶段性特征，以三峡水库蓄水为节点分为1981-2002年和2003-2012年2个阶段，其中1981-2002年相对稳定，2003年以来洞庭湖水位总体呈下降趋势，具体表现为：1) 洞庭湖水情：丰水期水位大幅下降，平均下降0.60 m，呈现“高水不高”水情；退水期水位亦大幅下降，平均下降1.49 m，退水加快；枯水期，水位略有上升，上升0.18 m；涨水期水位变化不明显.洞庭湖退水期水位降低最为显著，尤其是10月，下降2.03 m，枯水期有提前趋势.2) 江湖水量交换：枯水期，湖泊出流减缓，可能是城陵矶出口长江水位上升对洞庭湖产生顶托作用；涨水期，江湖水量交换无明显变化；丰水期，三口分流量减小；退水期，三口分流量减小且湖泊出流加快，可能是城陵矶出口长江水位下降对湖泊产生了拉空作用导致的.3) 水情对江湖水量交换变化的响应：枯水期，主要在1-3月，城陵矶出口长江水位上升对洞庭湖水位产生顶托，使得湖泊水位抬升；涨水期，湖泊水位变化不大；丰水期，三口分流量减少在一定程度上造成湖泊水位降低，湖泊偏干；退水期，三口分流量减小叠加城陵矶出口长江水位下降对洞庭湖产生拉空作用，湖泊水位被拉低.。
长江中下游干流河道管理规划若干问题探讨林木松;杨光荣;廖小永【摘要】长江中下游河道管理是流域综合管理的重要组成部分.在分析了目前长江中下游河道管理中挤占河道、无序开发、污水排放控制不严等现状的基础上,对长江河道管理体制、执法监督、管理能力等存在的问题进行了探讨.阐述了长江河道法律法规建设、管理体制与机制的近期和远期规划,提出:在河道管理中要做到执法有章可循；在管理能力建设方面,要全面开展河道综合信息化建设等具体应对措施,为规范江河水资源利用、河道治理与开发、保障防洪安全等提供技术保证.【期刊名称】《人民长江》【年(卷),期】2013(044)010【总页数】4页(P56-58,83)【关键词】河道整治;法规建设;河道管理;长江中下游【作者】林木松;杨光荣;廖小永【作者单位】长江科学院河流研究所,湖北武汉430010;长江科学院河流研究所,湖北武汉430010;长江科学院河流研究所,湖北武汉430010【正文语种】中文【中图分类】TV213.41 河道管理现状及问题长江干流河道全长6 300余千米，流经我国11个省市，流域总面积达180万km2。
新中国成立以来，经过河道防洪体系以及河道整治工程的建设，长江流域整体防洪能力、河道的稳定性有了较大提高，有力促进和保障了流域内经济的持续稳定发展。
同时，在国家法律、法规的框架和国务院水行政主管部门的授权下，在涉水法律法规体系的逐步建立，流域管理与行政区域管理相结合的管理体制的完善，规划体系的完善、规划的指导和控制作用的加强，涉水事务管理的制度化和规范化，执法监督的强化河道水事秩序、公众参与平台和模式的逐步建立等方面，长江流域河道管理工作取得了长足的进步。
随着社会经济的发展，长江流域河道管理工作虽取得了明显成效，但河道的开发治理、保护与长江流域经济社会建设发展要求之间仍存在一些问题，如：挤占河道、无序开发、污水排放控制不严等，一定程度上制约了流域两岸的经济发展。
三峡水库蓄水期长江中下游水文情势变化及对策王俊;程海云【摘要】三峡工程于2009年8月通过正常蓄水(175m水位)验收,标志着三峡工程将进入正常运行阶段,全面发挥防洪、发电和航运等综合效益.三峡水库正常蓄水运行后,将改变长江中下游水文情势,水文情势的变化也将带来一定的次生影响.结合三峡水库2009年试验性蓄水情况,分析了三峡水库蓄水期长江中下游出现异常低水位的成因,初步揭示了三峡水库正常运行后长江中下游水文情势的变化规律,并对降低三峡蓄水对中下游的影响等相关对策问题进行了初步探讨.【期刊名称】《中国水利》【年(卷),期】2010(000)019【总页数】4页(P15-17,14)【关键词】三峡水库;蓄水;长江中下游;水文情势;对策【作者】王俊;程海云【作者单位】水利部长江水利委员会水文局,430010,武汉;水利部长江水利委员会水文局,430010,武汉【正文语种】中文【中图分类】TV123一、三峡水库蓄水运用原则及近年蓄水情况三峡水库正常蓄水位175 m，汛期防洪限制水位145 m，枯季消落最低水位155m，相应防洪库容221.5亿m3。
按照国务院批准的三峡试验性蓄水期现行调度方案（《三峡水库优化调度方案》，2009年10月）：汛末水库兴利蓄水时间不早于9月15日；蓄水期水库水位实行分段控制，9月25日水位不超过153 m，9月30日水位控制在156～158 m之间，10月底可蓄至汛后最高水位；蓄水期控制坝前水位上升速度，逐步减小下泄流量，10月下旬蓄水期间，一般情况水库下泄流量不小于6500m3/s。
2003年三峡工程进入围堰发电期,汛期按135 m水位运行，枯季按139 m水位运行。
2006年汛后三峡工程进入初期运行期，汛后水位抬升至156 m，汛期按144～145 m运行。
2008年汛后，三峡水库开始实施试验性蓄水，9月28日开始蓄水，11月 10日库水位最高蓄至172.80m。
2009年汛后，三峡水库从9月15日继续试验性蓄水，起蓄水位146.25 m，10月1日水位蓄至157.93 m，11月1日水位蓄至170.98 m，11月24日水位蓄至最高171.41m，相应库容距水库蓄满差35.6亿m3。
长江中下游江湖水交换规律研究【摘要】：河湖关系的研究是当今社会和科学界普遍关注与研究的热点问题之一。
科学地认识、正确地处理河湖关系,是维护健康河流、构建和谐人水关系以及人地关系的重点和关键。
河湖水沙交换问题是河湖关系的核心问题,是河湖关系演变的纽带。
河湖水沙变化和交换是河湖关系演变的驱动力之一。
而河湖水交换则是水沙交换的核心和载体,水多则沙多,无水则无沙,因此,河湖水交换问题的研究是澄清河湖水沙交换问题乃至河湖关系的前提和基础。
我国长江中下游的洞庭湖和鄱阳湖与长江干流河湖关系问题成为当前正确处理长江中下游人水关系乃至人地关系的焦点问题。
自2005年4月首届长江论坛在武汉成功举办以来,《保护与发展长江宣言》得到社会各界的热烈响应,“维护健康长江、促进入水和谐”的新时期治江思路正在积极实践。
毫无疑问,三峡工程建成后,在防洪、错峰等方面成效显著,尤其是2010年汛期三峡成功经历了接近1998年洪峰流量的考验、能有效控制长江上游的洪水,大量减少荆江、洞庭湖的洪水威胁。
当前,需要改变治水理念,探索湖区人水和谐相处的可能途径,处理好长江中下游江湖关系,使长江中下游江湖水系肌体的调蓄功能得以充分发挥,维护健康长江、健康湖泊和健康河口。
本论文运用普通水文学、工程水文学、随机水文学和水资源科学等的基本理论,采用多种时间序列统计分析方法、Mann-Kendall趋势和突变检验法、小波分析(Waveletanalysis)法,等定性与定量分析相结合,借助计算机技术,统计分析软件SPSS,科学计算软件Matlab等,利用ArcGIS、MapINFO和CoreIDRAWX3等地理信息系统软件和做图软件,在对长江中下游通江湖泊与干流水交换分析的基础上,得到洞庭湖和鄱阳湖与长江水交换的规律,推导出普适性的河湖水交换强度的量化公式,并在洞庭湖和鄱阳湖与长江干流水交换研究上取得成功,论文重点分析了三峡水库运行前后长江干流与两湖的水交换及其变化,并分析了特殊水文年份江湖水交换过程,以期探讨江湖水交换理论、以及合理开发利用水资源、并为维护长江中下游健康的江湖关系乃至健康的河口提供科学参考与建议。
一、三峡水库对长江干流径流变化影响三峡水库运行以后,长江干流枯季径流年内所占比例增大,汛期末端月10月径流所占比例却减少,且宜昌站表现最突出。
说明三峡水库运行后长江干流径流特征发生了变化,三峡水库运行加剧了长江中下游汛期径流减少的趋势,加大了枯季径流增加的趋势；并且,2002年干流径流序列存在跳跃点与2003年三峡水库蓄水有关。
可见,三峡水库运行改变了坝下游径流的年内分配,使年内分配差值减小。
二、三峡水库运行前后江湖水交换规律1洞庭湖与长江干流水交换。
三峡水库运行之后2003-2009年与1998-2002年相比三口分流量之和减小了220×10~8m~3。
2003-2009年9-10月份三口流量之和比蓄水前减少了870m~3/s,减少幅度为38.9%。
2003-2009年宜昌站流量50000m~3/s和30000m~3/s时,三口分流比较1998-2002年略增；10000m~3/s时,三口分流比较1998-2002年减少。
2003-2009年与以前时段相比,城陵矶(七)站出湖流量在宜昌站高流量时受干流顶托作用更明显,在中、低流量时,与2000-2002年相比城陵矶流量变化不大。
2鄱阳湖与长江干流水交换规律。
湖口站多年平均径流量在三峡水库运行前后变化不明显。
可是径流的年内分配在2000s与以前相比枯季所占比例增加,水库蓄水月9和10月份径流年内分配比例较1990s有所增加。
2010年9月和10月湖口径流量增加,是由于长江干流流量小、水位低,对湖口顶托作用减少而引起的。
2010年鄱阳湖与长江干流水交换系数I_p=0.21,且该年长江干流没有发生江水倒灌现象,长江对鄱阳湖顶托作用小,同样说明了这一点。
长江水倒灌鄱阳湖现象,年代际间倒灌规律发生了变化,2000s与同样枯水年组1980s和1960s相比,江水倒灌年数、总天数和总水量都减少。
三、不同径流频率条件下江湖水交换计算成果1利用水量平衡原理计算了不同频率组合下长江干流与洞庭湖水交换量。
当长江干流径流频率为5%的丰水年,恰遇四水也是5%的丰水年时,则洞庭湖可以分洪658×10~8m~3,同年补给长江干流水量为3191×10~8m~3；三口和四水都是50%的平水年时,洞庭湖分长江干流水量为545×10~8m~3,同年补给长江干流2403×10~8m~3水量；当三口和四水都是95%的特大干旱年时,洞庭湖只能补给长江1873×10~8m~3的水量。
2利用水量平衡原理计算了不同条件下长江干流与鄱阳湖水交换量。
频率为5%、50%、75%和95%时,湖口年径流量分别为2300×10~8m~3、1440×10~8m~3、1175×10~8m~3和930×10~8m~3。
四、特殊水文年份江湖水交换过程1典型枯水年江湖水交换(1)1978年洞庭湖和鄱阳湖与长江干流水交换系数分别为0.57和0.56,洞庭湖和鄱阳湖与长江水交换作用处于稳定状态,该年发生了长江水倒灌入鄱阳湖的现象。
2006年洞庭湖和鄱阳湖与长江干流水交换系数分别为0.89和0.51,前者是湖对长江强补给状态,后者是江湖作用接近稳定状态。
(2)2006年三峡水库运行使长江中下游干流径流全年分配趋于均匀。
特别是增大了枯季径流量,使河槽水位上升,影响了江湖水交换的过程,使长江下游出现枯季不枯的好现象。
(3)1978年和2006年都是长江流域典型枯水年,中游通江湖泊对干流补水作用更明显,尤其是2006年鄱阳湖干流补给水量为1564×10~8m~3,超过了平水年。
2典型丰水年江湖水交换(1)1954年洞庭湖和鄱阳湖与长江干流水交换系数分别为0.35和0.34,洞庭湖和鄱阳湖与干流水交换作用较强,发挥了湖泊的分洪调蓄作用。
1998年洞庭湖和鄱阳湖与长江水交换系数分别为0.46和0.39,洞庭湖与干流水交换强度接近多年平均水平,主要作用是分洪,但没有1954年分洪作用大；鄱阳湖对长江的分洪作用较强,但也没有1954年分洪作用大。
(2)洞庭湖和鄱阳湖1954年补给长江水量为分别为5248x10~8m~3和2481×10~8m~3,分别约占同期大通径流量的38.6%和19.0%；1998年补给长江水量分别为3994x10~8m~3和2650×10~8m~3,分别约占同期大通径流量的32.1%和21.3%。
3无论丰水年还是枯水年洞庭湖和鄱阳湖对长江的调蓄作用都是非常重要的。
丰水年,两湖对长江干流起到分洪、消峰等作用,减轻下游洪水压力；枯水年,两湖对长江干流主要是水量补充作用,使得下游河道保持一定的流量。
五、江湖水交换量化研究成果用河湖水交换系数来表示河湖水交换强度,并推导出了普适性的河湖水交换系数的量化计算公式((?)),在洞庭湖、鄱阳湖与长江干流水交换研究中推导出其江湖水交换系数计算公式((?)和((?)),并取得成功。
两湖与长江干流水交换量化研究结果表明,历年的江湖水交换系数能够反映两湖与长江干流水交换的真实情况。
此公式具有应用价值。
【关键词】：江湖水交换三峡水库径流调节规律长江【学位授予单位】：华东师范大学【学位级别】：博士【学位授予年份】：2011【分类号】：P333【目录】：摘要7-11ABSTRACT11-22第一章绪论22-521.1研究意义22-231.2江湖水沙交换研究进展23-441.2.1江湖水沙特性及交换研究23-411.2.1.1湖泊调蓄作用23-241.2.1.2河湖洪旱灾害24-261.2.1.3江湖水沙交换效应26-291.2.1.4江湖水沙交换作用29-321.2.1.5江湖水沙变化特点32-331.2.1.6江湖水沙变化驱动力研究33-361.2.1.7江湖关系演变机理36-381.2.1.8生态环境影响38-391.2.1.9江湖关系内涵39-411.2.2三峡工程对长江中下游影响研究41-441.2.2.1对中下游防洪态势影响41-421.2.2.2对中下游水沙变化及河床冲淤演变影响42-431.2.2.3对中下游江湖水沙交换及冲淤变化影响43-441.2.2.4对中下游生态环境影响441.3主要研究方法44-461.3.1传统水文学方法44-451.3.2模型方法451.3.3其它方法45-461.4问题与展望46-471.5研究区域和主要工作47-521.5.1研究区域自然地理概况47-481.5.2本文的主要工作48-501.5.3资料整理情况50-521.5.3.1资料来源50-511.5.3.2资料收集51-52第二章长江中下游径流特征52-962.1长江中下游干流径流基本特征522.2长江中下游径流变化特征52-882.2.1长江径流资料统计及整理方法53-552.2.2径流年际变化55-832.2.2.1径流年际变化的特征值55-562.2.2.2径流的轮次分析56-572.2.2.3径流年持续性分析57-582.2.2.4径流的趋势性分析58-612.2.2.5跳跃点分析61-682.2.2.6径流的周期分析68-812.2.2.7年际径流变化的阶段性81-832.2.3径流的年内变化分析83-872.2.3.1分析方法83-852.2.3.2计算结果分析85-872.2.4径流变化原因分析87-882.4三峡水库运行对中下游干流径流变化的影响88-942.4.1三峡水库及其运行情况88-892.4.2三峡水库运行对径流变化的影响89-942.4.2.1三峡水库运行前后宜昌水文站径流变化分析89-902.4.2.2三峡水库上下游径流变化分析90-922.4.2.3本节小结92-942.5本章小结94-96第三章洞庭湖与长江干流水交换规律96-1363.1洞庭湖及其水系概况96-993.2洞庭湖水系径流基本特征99-1043.2.1四水水系径流特征99-1013.2.2四(三)口水系径流特征101-1043.3三口分流规律104-1153.3.1三口分流量变化规律104-1063.3.2三口分流量与荆江水位、流量的关系106-1153.3.2.1新江口站水位、流量模拟106-1083.3.2.2沙道观站水位、流量模拟108-1103.3.2.3弥陀寺站水位、流量模拟110-1123.3.2.4康家岗站水位、流量模拟112-1133.3.2.5管家铺站水位、流量模拟113-1153.4洞庭湖出湖径流分析115-1233.4.1城陵矶(七里山)出湖径流分析116-1183.4.2城陵矶(七)水位与湖内、荆江和螺山站水位关系118-1233.4.2.1城陵矶(七)水位影响因素分析118-1193.4.2.2城陵矶(七)水位与湖内、荆江和螺山站水位关系119-1233.5洞庭湖与长江干流水交换规律123-1283.5.1荆江三口不同频率年径流量计算123-1243.5.2四水不同频率年径流量计算1243.5.3洞庭湖与长江干流水交换规律124-1283.5.3.1洞庭湖水量平衡方程126-1283.5.3.2不同径流频率洞庭湖与长江水交换规律1283.6洞庭湖与长江水交换强度量化研究128-1313.6.1河湖水交换作用分析方法129-1303.6.2洞庭湖与长江干流水交换作用1303.6.3洞庭湖与长江干流水交换系数计算结果分析130-1313.7三峡水库运行前后洞庭湖与长江干流水交换分析131-1343.7.1三峡水库运行前后洞庭湖与长江干流水交换分析131-1323.7.2三峡水库对江湖水交换影响分析132-1343.8本章小结134-136第四章鄱阳湖与长江干流水交换规律136-1774.1鄱阳湖及其水系概况136-1404.1.1鄱阳湖概况136-1384.1.2鄱阳湖水系概况138-1404.2鄱阳湖水系径流基本特征140-1464.2.1五河径流年际变化140-1444.2.1.1径流年际变化特征140-1434.2.1.2径流的年际变化特征143-1444.2.2五河径流年内分配144-1464.3鄱阳湖水位变化特征146-1484.3.1年际变化1464.3.2年内变化146-1484.4影响鄱阳湖水位变化主要因素分析148-1514.4.1鄱阳湖水位与五河径流量的相关性148-1504.4.1.1鄱阳湖四站水位与五河径流量观测值统计关系148-1494.4.1.2鄱阳湖四站水位与五河径流量相关性分析149-1504.4.2鄱阳湖水位与长江干流水位的相关性150-1514.5鄱阳湖内湖与外湖水位关系151-1544.6湖口站水位的影响因素分析154-1584.6.1五河六站径流对湖口水位的影响1544.6.2湖内水位对湖口水位的影响154-1554.6.3长江干流水位对湖口水位的影响1554.6.4湖口水位与流量的关系155-1584.6.5湖口站水位模型1584.7湖口径流量变化规律158-1674.7.1湖口径流年际变化趋势性158-1594.7.2湖口径流年际变化规律1594.7.3湖口径流年内分配规律159-1604.7.4影响湖口流量变化因素分析160-1634.7.5湖口江水倒灌鄱阳湖现象及规律163-1674.7.5.1长江水倒灌入湖是鄱阳湖调蓄洪水功能重要体现1634.7.5.2长江水倒灌鄱阳湖基本事实163-1644.7.5.3长江水倒灌鄱阳湖规律164-1674.8鄱阳湖与长江水交换规律167-1694.8.1鄱阳湖水量平衡方程167-1684.8.2鄱阳湖流域不同径流频率对长江干流补水规律168-1694.9鄱阳湖与长江水交换强度的量化研究169-1714.9.1鄱阳湖与长江水交换系数公式推导169-1704.9.2鄱阳湖与长江水交换系数计算结果分析170-1714.10三峡水库运行前后鄱阳湖与长江水交换分析171-1754.10.1水交换规律171-1734.10.2三峡水库对江湖水交换影响分析173-1754.11本章小结175-177第五章特殊水文年份江湖水交换过程177-1975.1长江干流径流特殊水文年份177-1785.2典型枯水年江湖水交换过程178-1895.2.1典型枯水年径流特征178-1815.2.1.11978年和2006年典型枯水年178-1805.2.1.2枯水年长江干流径流特征180-1815.2.2枯水年出湖流量特征181-1825.2.3枯水年枯季湖泊对长江干流水量补充作用182-1845.2.4特枯年”胁迫效应”1845.2.5典型枯水年江湖水交换量化分析184-1855.2.6三峡水库运行前后枯水年江湖水交换作用对比分析185-1875.2.6.1江湖水交换强度1865.2.6.2江湖水交换量186-1875.2.7原因分析187-1895.2.7.1自然因素187-1885.2.7.2人类活动的影响188-1895.3典型丰水年江湖水交换过程189-1955.3.1典型丰水年径流特征189-1915.3.1.11954年和1998年典型丰水年189-1905.3.1.2典型丰水年长江干流径流特征190-1915.3.2丰水年出湖流量特征191-1925.3.3典型丰水年湖泊对干流水量补充作用192-1945.3.4典型丰水年江湖水交换作用量化分析1945.3.5典型丰水年江湖水交换作用对比分析194-1955.3.5.1江湖水交换强度1945.3.5.2江湖水交换量194-1955.4本章小结195-197第六章洞庭湖、鄱阳湖与长江干流水换规律比较197-2046.1洞庭湖、鄱阳湖入湖径流比较197-1986.1.1两湖入湖水系组成不同1976.1.2两湖对干流的主补水期不同197-1986.2洞庭湖、鄱阳湖与长江干流水交换规律的异同198-2006.2.1相同点198-1996.2.2不同点199-2006.3理论上不同模式下两湖对长江干流补水量2006.4本章小结200-204第七章结论与建议204-209参考文献209-222附录222-223后记223 本论文购买请联系页眉网站。
