鄱阳湖流域入湖径流时空变化预测

张静文郭家力刘佳李英海　郭靖

摘要：对鄱阳湖未来入湖径流变化的准确预测可为“后三峡”时期水资源调度决策提供理论依据。基于实测资料发现，三峡水库蓄水后，鄱阳湖入湖年径流及各调度期径流均不同程度减少。通过ASD（Automated Statistical Downscaling）统计降尺度方法将GCM（General Circulation Model）输出数据与新安江水文模型耦合，得到未来鄱阳湖流域“五河七口”的入湖径流过程。结果表明，未来年径流相比实测变化幅度更小，偏多和偏少交替出现；集水面积较大的赣江、抚河和信江对鄱阳湖径流变化的贡献最大；无论A2还是B2情景下，均是蓄水期变化幅度最大、枯水期最小，且各调度期的入湖径流变化程度比年径流更大。

关键词：鄱阳湖；三峡水库；径流变化；气候变化；统计降尺度

中图分类号：TV121 文献标志码：A 文章编号：16721683（2016）05004108

近年来频繁发生的鄱阳湖干旱事件（如枯水位屡创新低、2010年的冬春连旱等），对鄱阳湖湿地生态系统健康造成不利影响[1]。鄱阳湖水位及旱涝变化与鄱阳湖入湖总水量密切相关，分析鄱阳湖入湖水量变化规律对鄱阳湖生态系统保护具有重要意义。同时，作为中国现存为数不多的大型通江湖泊之一，鄱阳湖的水文情势变化与长江来水密切相关[2]。2003年开始蓄水调度的三峡工程，影响了江湖相互作用以及鄱阳湖水位、流量的季节变化，使得认识鄱阳湖径流变化驱动机制和演变规律的问题进一步复杂化[34]。

由于三峡水库的拦蓄作用，长江干流主河道水位下降，特别是三峡水库蓄水期调度对鄱阳湖影响较大，使鄱阳湖枯水季节提前，枯水期延长[5]。目前针对三峡工程建设及运行对鄱阳湖水位降低影响的研究较多[2，67]，而较少着重对鄱阳湖流域内自身来流量的分析[89]。而且未来这种流量变化趋势是否会持续？变化的程度是多少？都是社会公众和决策者迫切关心的问题，因此有必要针对三峡水库不同调度期对鄱阳湖入湖径流量进行分析预测[10]。

本文拟结合实测数据分析提出问题，采用历史实测资料率定水文模型，采用IPCC AR4中的大尺度气候模式输出，通过统计降尺度方法降解与水文模型进行耦合，获取未来时段鄱阳湖“五河七口”入湖径流量，从而根据三峡水库的调度期和鄱阳湖“五河七口”多源特点，预测鄱阳湖未来入湖径流的时空分布。

1 数据介绍

使用的数据主要以下包括三类。

（1）逐日气象实测数据。包括逐日降水、逐日平均气温，数据来自中国气象数据共享服务网（http：//cdc.cma.gov.cn/index.jsp）提供的中国地面气候资料日值数据集。研究选取了该数据集位于江西省的13个国家气象站，如图1所示这些站点均匀分布于鄱阳湖流域。数据年限为1961年-2010年，各站点多年平均降水量在1 433～1 833 mm之间，多年平均气温在16.7 ℃～196 ℃之间。

（2）逐日蒸发皿实测数据、鄱阳湖“五河七口”的逐日流量数据，均由江西省水文局提供。其中，蒸发数据有25年以上的连续数据；虬津流量站由于修建柘林水库原因迁站，实测数据年限仅为1983年-2010年，1953年-1958年的数据来自三珙滩站，1959年-1980年的数据来自柘林站，而1981年-1982年虬津站数据缺测，其余各站点数据均为1953年-2010年。各站点多年平均蒸发量在561～993 mm之间，多年平均流量在110～2 166 m3/s之间。

（3）大尺度气候数据。包括实测再分析数据和GCM （General Circulation Model） 模拟数据。前者来自美国国家环境预报中心（National Centers for Environmental Prediction，NCEP）提供的全球再分析数据集（http：//www.esrl.noaa.gov/psd/），数据年限为1961年-2001年；后者选用英国Hadley中心的HadCM3模式，数据年限为1961年-2001年和2010年-2099年。

2 鄱阳湖入湖水量分析

鄱阳湖入湖总径流包括“五河七口”赣江、抚河、信江、饶河、修河的入湖水量之和，依次为外洲、李家渡、梅港、虎山和渡峰坑、虬津（或三珙滩、柘林）和万家埠共7个水文控制站（图1）。“五河七口”控制站点的集水面积之和占鄱阳湖流域总面积1622万km2的845%[11]，其余155%为湖区未控区间，共251万km2。本文未考虑湖区未控区间产生的入湖径流量。

2.1 年入湖总水量变化

图2为1953年-2010年鄱阳湖年入湖总水量变化趋势。从该图可以看出，鄱阳湖入湖总水量的年际变化较大，年际入湖量的最大值与最小值之比为 4.52；总入湖径流量总体上呈现增加趋势，这种趋势可能与鄱阳湖流域各支流的径流系数和降水量同步增加有关，且有研究显示近半个世纪以来气候变化对鄱阳湖流域径流系数的影响非常显著[12]。罗蔚等[13]研究发现，鄱阳湖入湖总径流从年际变化看来，自20世纪60年代至21世纪初的五个年代里，鄱阳湖入湖总水量距平呈现正负交替变化趋势，其中20世纪70年代和90年代为偏多时期，21世纪初也就是目前处于入湖总水量偏少时期。三峡水库从2003年正式开始蓄水运行至2010年，正好处在鄱阳湖入湖总水量偏少的周期内。本文以2003年为时间节点，计算三峡水库蓄水前后鄱阳湖入湖总径流的变化。长系列1953年-2010年多年平均鄱阳湖入湖总径流为1 135亿m3，1953年-2002年多年平均入湖径流为1 248亿m3，2003年-2010年为1 022亿m3，三峡工程蓄水后，鄱阳湖入湖总径流量相比长系列多年平均减少99%，相比蓄水前序列减少181%。

2.2 三峡水库不同调度期入湖总水量分析

按照初步设计阶段的三峡水库调度规则，将全年划分为泄水期、洪水期、蓄水期和枯水期四个调度期。5月25日至6月10日为泄水期，6月11日至9月30日为洪水期，10月1日至10月31日为蓄水期，11月1日至5月24日为枯水期。图3展示了鄱阳湖在三峡水库运行前后各时期实测入湖总径流的对比情况。将全年分解到三峡水库的各调度期，无论是在泄水期、洪水期、蓄水期还是枯水期，鄱阳湖入湖径流都不同程度地减小，其中泄水期和枯水期减小程度均低于年径流变化，分别为11.8%和14.1%；洪水期和蓄水期减小程度高于年径流变化，分别为23.6%和33.6%。由此可见，三峡水库的各调度期虽然与年入湖总径流一致地减少，但是减小的幅度有较大差别。

从以上分析可以看出，鄱阳湖低水位不仅是由三峡水库蓄水造成，同时期鄱阳湖来水减少也是重要的原因，而且三峡水库对鄱阳湖径流的影响也因[CM（22]不同时期的调度方式而产生差异。因此，对鄱阳湖径流变化的分析要结合三峡水库的调度期进行区分。由于三峡水库蓄水调度年限较短，以及前述的鄱阳湖入湖径流周期性变化因素影响，还需要借助水文模拟等技术对序列延长进行分析。郭家力等[14]采用ASD统计降尺度方法预测鄱阳湖流域未来降水变化，认为未来降水较基准期均有所增加，到本世纪末最大可能增加11.2%。伴随着气候变化的影响愈演愈烈，未来径流变化的不确定性成分进一步增大。

3 鄱阳湖流域未来气候水文预估

目前评估气候变化对水文水资源的影响主要是采用WhatifThen模式，即假定气候发生某种变化情景，将其作为流域水文模型的输入，研究流域内水循环各个分量在该种情景下的变化情况[15]。该模式一般包括以下4个步骤：（1）定义气候变化情景；（2）建立、验证流域水文模型；（3）将气候变化情景作为流域水文模型的输入，模拟区域水循环的变化过程；（4）利用流域水文模型的模拟结果，评价气候变化对水文水资源的影响。为了和前述未来降水预测形成对比，本文仍采用IPCC AR4的SRES排放情景，主要包括A2和B2情景，其中A2情景描述的是一个发展极不均衡的世界，B2情景描述的世界强调区域经济、社会和环境的可持续发展的世界。即采用HadCM3大尺度气候模式在这两种情景下的输出结果，使用 ASD统计降尺度方法进行尺度降解，得到未来的降水和气温数据，根据气温和蒸发的回归关系，将气温转化为蒸发，输入新安江模型，模拟未来径流序列。

3.1 统计降尺度模型建立及检验

郭家力等[14]通过研究证实了ASD（Automated Statistical Downscaling）统计降尺度方法在鄱阳湖流域降水方面的适用性，因此本文采用了这种方法。采用1961年-2001年共41年的NCEP/NCAR再分析数据及站点实测月平均降水气温资料，建立、检验鄱阳湖流域统计降尺度模型，其中前30年（1961年-1990年） 数据用于模型建立，后11年（1991年-2001年）数据用于模型检验。

选用图1所示的鄱阳湖流域内13个国家气象站点建立统计降尺度模型。将13个站点按照空间地理位置关系划分到“五河”各子流域，取子流域内站点的算术平均值作为子流域均值。表1和表2分别给出了所建立的ASD统计降尺度模型率定期模拟和实测降水、气温的对比结果，其中模拟值和实测值均取率定期1961年-1990年多年平均值，模拟偏差为模拟值相对实测值的绝对偏差。

受篇幅限制，这里只给出了ASD统计降尺度模型率定期的对比结果，并未给出检验期以及使用ASD统计降尺度模型对基准期GCM数据的对比结果，详细可参考郭家力等[14]的研究。但是从以上分析可以看出，使用ASD统计降尺度方法模拟的结果能较好地拟合实测降水和气温，尽管部分子流域、个别月份存在较大偏差，但偏差幅度均在可接受范围以内。因此，采用本文所建立的ASD统计降尺度模型对HadCM3输出结果进行尺度降解，获取鄱阳湖流域的未来降水、气温序列。

3.2 水文模型建立及径流模拟

根据徐若兰等[16]的研究思路，在计算未来蒸发时可建立气温和蒸发的关系曲线。由于气温和蒸发关系受高程影响，本文将表3所示的13个国家气象站点根据站点高程分为≤50 m、50～100 m、100～150 m三类。根据现有资料情况，其中≤50 m阶段建立了T（南昌）～E（虬津），T（波阳）～E（古县渡）的回归关系，确定性系数分别为0917和0894，樟树站使用T（南昌）～E（虬津）回归系数；50～100 m阶段建立了T（景德镇）～E（渡峰坑），T（贵溪）～E（梅港） 回归关系，确定性系数分别为0924和0945，南城、吉安站使用T（贵溪）～E（梅港） 回归系数；100～150 m阶段建立了T（修水）～E（铜鼓），T（玉山）～E（直源） 回归关系，确定性系数分别为0946和0872，宜春、遂川、赣州使用T（修水）～E（铜鼓）回归系数，广昌使用T（玉山）～E（直源）回归系数。当回归关系有两个以上可以参考时，以空间距离较近站点为准。表3给出了本文所采用的13个气象站点气温蒸发回归关系。

将以上13个站点的降水和蒸发数据划分到“七口”各个子流域，1961年-2010年共50年。将50年的数据每连续10年为一个阶段，共划分为5个阶段，分别为20世纪60年代、70年代、80年代、90年代和21世纪初。其中修水虬津站由于资料缺测，只有80年代，90年代和21世纪初三个阶段，且80年代阶段为1983年1月1日-1990年12月31日。每个阶段前7年用于率定，后3年用于检验。针对各子流域5个阶段的模型，选择模型效率系数最高阶段参数[17]，表4中粗体标记即为最高模型效率系数，同时表中也给出了对应阶段的参数。

将各站点未来逐日气温数据，输入如表3所示的对应回归关系式，得到基准期和未来时期的逐日蒸发序列，连同基准期和未来时期的逐日降水序列，驱动率定好的各子流域水文模型，保持参数不变，得到基准期1961年-2001年和未来2010年-2099年的各子流域径流序列，结果见表5。

4 未来径流变化

4.1 总入湖径流变化

以模拟的1961年-2001年径流为基准，代表三峡水库蓄水前的鄱阳湖入湖径流量；以2010年-2099年共90年的模拟数据代表未来鄱阳湖入湖径流量，以年代为单位进行统计。表5给出了未来90年各年代相对于基准期的径流变化量和相对变化量。从表5中可以看出未来的径流变化仍呈现出类似历史实测阶段的交替变化。但相比较而言，未来交替变化的跨度更大，未来径流连续偏少或者偏多持续的时间更长，一般是20～30年。相比于21世纪初基于实测资料计算的三峡水库蓄水后入湖径流减少18.1%，未来A2情景下，径流偏小趋势将延续至21世纪30年代末，但偏少的幅度较历史实测阶段低。B2情景下交替变化时间相对于A2情景有一定的滞后，因此表现在相同年代A2和B2情景下的增减方向基本相反，这与B2情景下温室气体排放的速率较慢有一定关联性[18]。于基准期都有所增加。总体来说，两种情景下，年总入湖径流在未来各年代的变化量不大，变化（增加或减少）幅度不超过10%，由此可以推断如果按照更长年限平均，未来鄱阳湖年入湖径流总量相对变化幅度可能会更小。

4.2 五河七口贡献分析

图5给出了A2和B2情景下鄱阳湖未来入湖径流变化的“五河七口”各子流域贡献率。A2情景下，仅在21世纪10年代各子流域径流量均一致减少，所以导致入湖径流总体减少962亿m3；B2情景下，仅在21世纪10年代各子流域径流量均一致增加，所以导致入湖径流总体增加874亿m3；其余各年代，在A2和B2两种情景下均未出现所有支流一致增加或者减少的现象。

A2情景下，李家渡、梅港、虎山主要呈现贡献为正，即除个别年代之外，均相对于基准期径流增加；渡峰坑和万家埠则相反，贡献为负；其余各支流呈正负交替贡献；B2情景下，仅梅港和虬津在各年代贡献为正，其余各支流均呈正负交替贡献。

从各支流的贡献大小对比来看，赣江（外洲）是鄱阳湖流域最大的支流，该子流域的径流变化对鄱阳湖入湖径流的变化占有一定的主导型作用。其次是面积相当的信江（梅港）和抚河（李家渡）子流域，但是相比看来信江在径流变化中的贡献明显要大于抚河，再次就是修水干流（虬津）。其余各站点对入湖径流贡献的比例相对较小。从以上分析可以看出，径流变化的贡献率与子流域的集水面积有较大关联。此外，从图5中也能看出未来径流交替变化，且周期约为10～30年。

根据鄱阳湖流域未来降水的预测结果[14]，饶河在A2和B2情景下均递减，赣江在两种情景下均增加，而修水、抚河、信江在A2情景下降水先减后增，在B2情景下各时段降水都增加。尽管鄱阳湖流域的降水呈现增加趋势，距离基准期的时间越长，降水的变化幅度越大，但是由于降雨径流的非线性复杂关系，径流并未对应于降水出现一致的变化关系。

总体说来，鄱阳湖流域入湖径流变化的原因不同，空间变化不同，由于各子流域的下垫面条件和气候条件的不同，对鄱阳湖径流变化的贡献不一，在各个时期主导的因素不同[19]。因此，研究鄱阳湖的径流变化必须考虑空间差异，特别是鄱阳湖流域径流贡献较大的赣江、信江和抚河流域。

4.3 三峡调度运行期径流变化

图6展示了针对三峡水库各调度期，鄱阳湖入湖总径流以及对总径流贡献较大的赣江、信江和抚河子流域相对变化。从图6可以看出，各调度期的径流变化趋势与年入湖总量的变化趋势一致，也是各年代交替变化。但是交替变化的幅度和时间极其不一致。其中以三峡水库蓄水期的鄱阳湖入湖径流变化较大，各年代变幅基本在30%左右，其中A2情景下增幅达80%，这主要是鄱阳湖的赣江、信江和抚河三大子流域在这一时期同时增加80%以上，其中信江在21世纪70年代增加幅度甚至高达120%。相比于其他时期，无论是A2情景还是B2情景蓄水期波动幅度最大，相比于年径流量的变幅在10%左右，枯水期变动幅度最小，基本上在两种情景下，都是在10%以内变化。

A2情景下在各调度期总径流呈现不同年代正负交替变化；B2情景下洪水期总径流相比基准期一致增加，其余各调度期的总径流与A2情景下类似呈现不同年代正负交替变化。从各主要子流域来看，其余各时期表现为交替变化明显，而洪水期和枯水期却是值得注意的时期，特别是在B2情景下。B2情景下赣江流域在洪水期呈现一致增加，在枯水期一致减少；信江流域在A2和B2情景下的洪水期一致增加；而B2情景下抚河流域洪水期呈现一致减少。

综上所述，由于水文要素季节性的差异，对应三峡水库各调度期的鄱阳湖入湖径流与年总量相比有较大差别，主要表现在变化幅度和年代分布。三峡水库蓄水期鄱阳湖入湖径流量的增加，将有助于缓解目前鄱阳湖低水位的影响。但是，由于三峡水库在蓄水期长江干流河道水位降低，增加的这部分水量在多大程度上能为鄱阳湖流域自身所利用，还是由于长江“拉空”作用导致鄱阳湖存不住水而汇入长江干流，需要进一步研究[20]。

5 结论

三峡水库蓄水之后，对下游通江湖泊等的水文影响一直是学界关注的焦点。鄱阳湖未来入湖径流变化预测可为“后三峡”时期水资源调度决策提供理论依据。本文基于鄱阳湖流域1953年-2010年的“五河七口”实测入湖流量资料分析发现，三峡水库蓄水后鄱阳湖入湖总径流和各调度期径流均不同程度减少。基于此，进一步开展对应三峡水库的调度期的鄱阳湖入湖径流时空预测，主要是通过ASD统计降尺度方法将GCM输出数据与新安江水文模型耦合得到未来鄱阳湖五河七口的入湖径流过程。分析发现未来年径流相比实测变化幅度更小，偏多和偏少交替出现，但周期跨度更长，这一变化是鄱阳湖的多个支流增减幅度不一相互抵消造成的。

从空间上看，集水面积较大的赣江、抚河和信江对鄱阳湖径流变化的贡献最大。从时间上看，无论是A2还是B2情景下蓄水期相比于其他调度期变化幅度最大，而枯水期最小。对应三峡水库各调度期的鄱阳湖入湖径流与年总量相比在变化幅度和年代分布上有较大差别。

必须指出的是，本文是在假设鄱阳湖流域下垫面条件不变的情况下预测未来径流序列的，后续的研究可考虑以水文模型参数的时变性表示下垫面的动态变化。此外，本文的三峡各调度期是采用初设阶段的划分，随着三峡上游水库的修建和三峡工程承担任务的变化，此划分未来可能发生改变，如蓄水期提前等，此种改变也可能造成本文结论发生改变。

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