鄱陽湖流域入湖徑流時空變化預測

張靜文郭家力劉佳李英海　郭靖

摘要：對鄱陽湖未來入湖徑流變化的準確預測可為“后三峽”時期水資源調度決策提供理論依據(jù)。基于實測資料發(fā)現(xiàn)，三峽水庫蓄水后，鄱陽湖入湖年徑流及各調度期徑流均不同程度減少。通過ASD（Automated Statistical Downscaling）統(tǒng)計降尺度方法將GCM（General Circulation Model）輸出數(shù)據(jù)與新安江水文模型耦合，得到未來鄱陽湖流域“五河七口”的入湖徑流過程。結果表明，未來年徑流相比實測變化幅度更小，偏多和偏少交替出現(xiàn)；集水面積較大的贛江、撫河和信江對鄱陽湖徑流變化的貢獻最大；無論A2還是B2情景下，均是蓄水期變化幅度最大、枯水期最小，且各調度期的入湖徑流變化程度比年徑流更大。

關鍵詞：鄱陽湖；三峽水庫；徑流變化；氣候變化；統(tǒng)計降尺度

中圖分類號：TV121 文獻標志碼：A 文章編號：16721683（2016）05004108

近年來頻繁發(fā)生的鄱陽湖干旱事件（如枯水位屢創(chuàng)新低、2010年的冬春連旱等），對鄱陽湖濕地生態(tài)系統(tǒng)健康造成不利影響[1]。鄱陽湖水位及旱澇變化與鄱陽湖入湖總水量密切相關，分析鄱陽湖入湖水量變化規(guī)律對鄱陽湖生態(tài)系統(tǒng)保護具有重要意義。同時，作為中國現(xiàn)存為數(shù)不多的大型通江湖泊之一，鄱陽湖的水文情勢變化與長江來水密切相關[2]。2003年開始蓄水調度的三峽工程，影響了江湖相互作用以及鄱陽湖水位、流量的季節(jié)變化，使得認識鄱陽湖徑流變化驅動機制和演變規(guī)律的問題進一步復雜化[34]。

由于三峽水庫的攔蓄作用，長江干流主河道水位下降，特別是三峽水庫蓄水期調度對鄱陽湖影響較大，使鄱陽湖枯水季節(jié)提前，枯水期延長[5]。目前針對三峽工程建設及運行對鄱陽湖水位降低影響的研究較多[2，67]，而較少著重對鄱陽湖流域內自身來流量的分析[89]。而且未來這種流量變化趨勢是否會持續(xù)？變化的程度是多少？都是社會公眾和決策者迫切關心的問題，因此有必要針對三峽水庫不同調度期對鄱陽湖入湖徑流量進行分析預測[10]。

本文擬結合實測數(shù)據(jù)分析提出問題，采用歷史實測資料率定水文模型，采用IPCC AR4中的大尺度氣候模式輸出，通過統(tǒng)計降尺度方法降解與水文模型進行耦合，獲取未來時段鄱陽湖“五河七口”入湖徑流量，從而根據(jù)三峽水庫的調度期和鄱陽湖“五河七口”多源特點，預測鄱陽湖未來入湖徑流的時空分布。

1 數(shù)據(jù)介紹

使用的數(shù)據(jù)主要以下包括三類。

（1）逐日氣象實測數(shù)據(jù)。包括逐日降水、逐日平均氣溫，數(shù)據(jù)來自中國氣象數(shù)據(jù)共享服務網（http：//cdc.cma.gov.cn/index.jsp）提供的中國地面氣候資料日值數(shù)據(jù)集。研究選取了該數(shù)據(jù)集位于江西省的13個國家氣象站，如圖1所示這些站點均勻分布于鄱陽湖流域。數(shù)據(jù)年限為1961年-2010年，各站點多年平均降水量在1 433～1 833 mm之間，多年平均氣溫在16.7 ℃～196 ℃之間。

（2）逐日蒸發(fā)皿實測數(shù)據(jù)、鄱陽湖“五河七口”的逐日流量數(shù)據(jù)，均由江西省水文局提供。其中，蒸發(fā)數(shù)據(jù)有25年以上的連續(xù)數(shù)據(jù)；虬津流量站由于修建柘林水庫原因遷站，實測數(shù)據(jù)年限僅為1983年-2010年，1953年-1958年的數(shù)據(jù)來自三珙灘站，1959年-1980年的數(shù)據(jù)來自柘林站，而1981年-1982年虬津站數(shù)據(jù)缺測，其余各站點數(shù)據(jù)均為1953年-2010年。各站點多年平均蒸發(fā)量在561～993 mm之間，多年平均流量在110～2 166 m3/s之間。

（3）大尺度氣候數(shù)據(jù)。包括實測再分析數(shù)據(jù)和GCM （General Circulation Model） 模擬數(shù)據(jù)。前者來自美國國家環(huán)境預報中心（National Centers for Environmental Prediction，NCEP）提供的全球再分析數(shù)據(jù)集（http：//www.esrl.noaa.gov/psd/），數(shù)據(jù)年限為1961年-2001年；后者選用英國Hadley中心的HadCM3模式，數(shù)據(jù)年限為1961年-2001年和2010年-2099年。

2 鄱陽湖入湖水量分析

鄱陽湖入湖總徑流包括“五河七口”贛江、撫河、信江、饒河、修河的入湖水量之和，依次為外洲、李家渡、梅港、虎山和渡峰坑、虬津（或三珙灘、柘林）和萬家埠共7個水文控制站（圖1）。“五河七口”控制站點的集水面積之和占鄱陽湖流域總面積1622萬km2的845%[11]，其余155%為湖區(qū)未控區(qū)間，共251萬km2。本文未考慮湖區(qū)未控區(qū)間產生的入湖徑流量。

2.1 年入湖總水量變化

圖2為1953年-2010年鄱陽湖年入湖總水量變化趨勢。從該圖可以看出，鄱陽湖入湖總水量的年際變化較大，年際入湖量的最大值與最小值之比為 4.52；總入湖徑流量總體上呈現(xiàn)增加趨勢，這種趨勢可能與鄱陽湖流域各支流的徑流系數(shù)和降水量同步增加有關，且有研究顯示近半個世紀以來氣候變化對鄱陽湖流域徑流系數(shù)的影響非常顯著[12]。羅蔚等[13]研究發(fā)現(xiàn)，鄱陽湖入湖總徑流從年際變化看來，自20世紀60年代至21世紀初的五個年代里，鄱陽湖入湖總水量距平呈現(xiàn)正負交替變化趨勢，其中20世紀70年代和90年代為偏多時期，21世紀初也就是目前處于入湖總水量偏少時期。三峽水庫從2003年正式開始蓄水運行至2010年，正好處在鄱陽湖入湖總水量偏少的周期內。本文以2003年為時間節(jié)點，計算三峽水庫蓄水前后鄱陽湖入湖總徑流的變化。長系列1953年-2010年多年平均鄱陽湖入湖總徑流為1 135億m3，1953年-2002年多年平均入湖徑流為1 248億m3，2003年-2010年為1 022億m3，三峽工程蓄水后，鄱陽湖入湖總徑流量相比長系列多年平均減少99%，相比蓄水前序列減少181%。

2.2 三峽水庫不同調度期入湖總水量分析

按照初步設計階段的三峽水庫調度規(guī)則，將全年劃分為泄水期、洪水期、蓄水期和枯水期四個調度期。5月25日至6月10日為泄水期，6月11日至9月30日為洪水期，10月1日至10月31日為蓄水期，11月1日至5月24日為枯水期。圖3展示了鄱陽湖在三峽水庫運行前后各時期實測入湖總徑流的對比情況。將全年分解到三峽水庫的各調度期，無論是在泄水期、洪水期、蓄水期還是枯水期，鄱陽湖入湖徑流都不同程度地減小，其中泄水期和枯水期減小程度均低于年徑流變化，分別為11.8%和14.1%；洪水期和蓄水期減小程度高于年徑流變化，分別為23.6%和33.6%。由此可見，三峽水庫的各調度期雖然與年入湖總徑流一致地減少，但是減小的幅度有較大差別。

從以上分析可以看出，鄱陽湖低水位不僅是由三峽水庫蓄水造成，同時期鄱陽湖來水減少也是重要的原因，而且三峽水庫對鄱陽湖徑流的影響也因[CM（22]不同時期的調度方式而產生差異。因此，對鄱陽湖徑流變化的分析要結合三峽水庫的調度期進行區(qū)分。由于三峽水庫蓄水調度年限較短，以及前述的鄱陽湖入湖徑流周期性變化因素影響，還需要借助水文模擬等技術對序列延長進行分析。郭家力等[14]采用ASD統(tǒng)計降尺度方法預測鄱陽湖流域未來降水變化，認為未來降水較基準期均有所增加，到本世紀末最大可能增加11.2%。伴隨著氣候變化的影響愈演愈烈，未來徑流變化的不確定性成分進一步增大。

3 鄱陽湖流域未來氣候水文預估

目前評估氣候變化對水文水資源的影響主要是采用WhatifThen模式，即假定氣候發(fā)生某種變化情景，將其作為流域水文模型的輸入，研究流域內水循環(huán)各個分量在該種情景下的變化情況[15]。該模式一般包括以下4個步驟：（1）定義氣候變化情景；（2）建立、驗證流域水文模型；（3）將氣候變化情景作為流域水文模型的輸入，模擬區(qū)域水循環(huán)的變化過程；（4）利用流域水文模型的模擬結果，評價氣候變化對水文水資源的影響。為了和前述未來降水預測形成對比，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情景描述的是一個發(fā)展極不均衡的世界，B2情景描述的世界強調區(qū)域經濟、社會和環(huán)境的可持續(xù)發(fā)展的世界。即采用HadCM3大尺度氣候模式在這兩種情景下的輸出結果，使用 ASD統(tǒng)計降尺度方法進行尺度降解，得到未來的降水和氣溫數(shù)據(jù)，根據(jù)氣溫和蒸發(fā)的回歸關系，將氣溫轉化為蒸發(fā)，輸入新安江模型，模擬未來徑流序列。

3.1 統(tǒng)計降尺度模型建立及檢驗

郭家力等[14]通過研究證實了ASD（Automated Statistical Downscaling）統(tǒng)計降尺度方法在鄱陽湖流域降水方面的適用性，因此本文采用了這種方法。采用1961年-2001年共41年的NCEP/NCAR再分析數(shù)據(jù)及站點實測月平均降水氣溫資料，建立、檢驗鄱陽湖流域統(tǒng)計降尺度模型，其中前30年（1961年-1990年） 數(shù)據(jù)用于模型建立，后11年（1991年-2001年）數(shù)據(jù)用于模型檢驗。

選用圖1所示的鄱陽湖流域內13個國家氣象站點建立統(tǒng)計降尺度模型。將13個站點按照空間地理位置關系劃分到“五河”各子流域，取子流域內站點的算術平均值作為子流域均值。表1和表2分別給出了所建立的ASD統(tǒng)計降尺度模型率定期模擬和實測降水、氣溫的對比結果，其中模擬值和實測值均取率定期1961年-1990年多年平均值，模擬偏差為模擬值相對實測值的絕對偏差。

受篇幅限制，這里只給出了ASD統(tǒng)計降尺度模型率定期的對比結果，并未給出檢驗期以及使用ASD統(tǒng)計降尺度模型對基準期GCM數(shù)據(jù)的對比結果，詳細可參考郭家力等[14]的研究。但是從以上分析可以看出，使用ASD統(tǒng)計降尺度方法模擬的結果能較好地擬合實測降水和氣溫，盡管部分子流域、個別月份存在較大偏差，但偏差幅度均在可接受范圍以內。因此，采用本文所建立的ASD統(tǒng)計降尺度模型對HadCM3輸出結果進行尺度降解，獲取鄱陽湖流域的未來降水、氣溫序列。

3.2 水文模型建立及徑流模擬

根據(jù)徐若蘭等[16]的研究思路，在計算未來蒸發(fā)時可建立氣溫和蒸發(fā)的關系曲線。由于氣溫和蒸發(fā)關系受高程影響，本文將表3所示的13個國家氣象站點根據(jù)站點高程分為≤50 m、50～100 m、100～150 m三類。根據(jù)現(xiàn)有資料情況，其中≤50 m階段建立了T（南昌）～E（虬津），T（波陽）～E（古縣渡）的回歸關系，確定性系數(shù)分別為0917和0894，樟樹站使用T（南昌）～E（虬津）回歸系數(shù)；50～100 m階段建立了T（景德鎮(zhèn)）～E（渡峰坑），T（貴溪）～E（梅港） 回歸關系，確定性系數(shù)分別為0924和0945，南城、吉安站使用T（貴溪）～E（梅港） 回歸系數(shù)；100～150 m階段建立了T（修水）～E（銅鼓），T（玉山）～E（直源） 回歸關系，確定性系數(shù)分別為0946和0872，宜春、遂川、贛州使用T（修水）～E（銅鼓）回歸系數(shù)，廣昌使用T（玉山）～E（直源）回歸系數(shù)。當回歸關系有兩個以上可以參考時，以空間距離較近站點為準。表3給出了本文所采用的13個氣象站點氣溫蒸發(fā)回歸關系。

將以上13個站點的降水和蒸發(fā)數(shù)據(jù)劃分到“七口”各個子流域，1961年-2010年共50年。將50年的數(shù)據(jù)每連續(xù)10年為一個階段，共劃分為5個階段，分別為20世紀60年代、70年代、80年代、90年代和21世紀初。其中修水虬津站由于資料缺測，只有80年代，90年代和21世紀初三個階段，且80年代階段為1983年1月1日-1990年12月31日。每個階段前7年用于率定，后3年用于檢驗。針對各子流域5個階段的模型，選擇模型效率系數(shù)最高階段參數(shù)[17]，表4中粗體標記即為最高模型效率系數(shù)，同時表中也給出了對應階段的參數(shù)。

將各站點未來逐日氣溫數(shù)據(jù)，輸入如表3所示的對應回歸關系式，得到基準期和未來時期的逐日蒸發(fā)序列，連同基準期和未來時期的逐日降水序列，驅動率定好的各子流域水文模型，保持參數(shù)不變，得到基準期1961年-2001年和未來2010年-2099年的各子流域徑流序列，結果見表5。

4 未來徑流變化

4.1 總入湖徑流變化

以模擬的1961年-2001年徑流為基準，代表三峽水庫蓄水前的鄱陽湖入湖徑流量；以2010年-2099年共90年的模擬數(shù)據(jù)代表未來鄱陽湖入湖徑流量，以年代為單位進行統(tǒng)計。表5給出了未來90年各年代相對于基準期的徑流變化量和相對變化量。從表5中可以看出未來的徑流變化仍呈現(xiàn)出類似歷史實測階段的交替變化。但相比較而言，未來交替變化的跨度更大，未來徑流連續(xù)偏少或者偏多持續(xù)的時間更長，一般是20～30年。相比于21世紀初基于實測資料計算的三峽水庫蓄水后入湖徑流減少18.1%，未來A2情景下，徑流偏小趨勢將延續(xù)至21世紀30年代末，但偏少的幅度較歷史實測階段低。B2情景下交替變化時間相對于A2情景有一定的滯后，因此表現(xiàn)在相同年代A2和B2情景下的增減方向基本相反，這與B2情景下溫室氣體排放的速率較慢有一定關聯(lián)性[18]。于基準期都有所增加。總體來說，兩種情景下，年總入湖徑流在未來各年代的變化量不大，變化（增加或減少）幅度不超過10%，由此可以推斷如果按照更長年限平均，未來鄱陽湖年入湖徑流總量相對變化幅度可能會更小。

4.2 五河七口貢獻分析

圖5給出了A2和B2情景下鄱陽湖未來入湖徑流變化的“五河七口”各子流域貢獻率。A2情景下，僅在21世紀10年代各子流域徑流量均一致減少，所以導致入湖徑流總體減少962億m3；B2情景下，僅在21世紀10年代各子流域徑流量均一致增加，所以導致入湖徑流總體增加874億m3；其余各年代，在A2和B2兩種情景下均未出現(xiàn)所有支流一致增加或者減少的現(xiàn)象。

A2情景下，李家渡、梅港、虎山主要呈現(xiàn)貢獻為正，即除個別年代之外，均相對于基準期徑流增加；渡峰坑和萬家埠則相反，貢獻為負；其余各支流呈正負交替貢獻；B2情景下，僅梅港和虬津在各年代貢獻為正，其余各支流均呈正負交替貢獻。

從各支流的貢獻大小對比來看，贛江（外洲）是鄱陽湖流域最大的支流，該子流域的徑流變化對鄱陽湖入湖徑流的變化占有一定的主導型作用。其次是面積相當?shù)男沤犯郏┖蛽岷樱ɡ罴叶桑┳恿饔颍窍啾瓤磥硇沤趶搅髯兓械呢暙I明顯要大于撫河，再次就是修水干流（虬津）。其余各站點對入湖徑流貢獻的比例相對較小。從以上分析可以看出，徑流變化的貢獻率與子流域的集水面積有較大關聯(lián)。此外，從圖5中也能看出未來徑流交替變化，且周期約為10～30年。

根據(jù)鄱陽湖流域未來降水的預測結果[14]，饒河在A2和B2情景下均遞減，贛江在兩種情景下均增加，而修水、撫河、信江在A2情景下降水先減后增，在B2情景下各時段降水都增加。盡管鄱陽湖流域的降水呈現(xiàn)增加趨勢，距離基準期的時間越長，降水的變化幅度越大，但是由于降雨徑流的非線性復雜關系，徑流并未對應于降水出現(xiàn)一致的變化關系。

總體說來，鄱陽湖流域入湖徑流變化的原因不同，空間變化不同，由于各子流域的下墊面條件和氣候條件的不同，對鄱陽湖徑流變化的貢獻不一，在各個時期主導的因素不同[19]。因此，研究鄱陽湖的徑流變化必須考慮空間差異，特別是鄱陽湖流域徑流貢獻較大的贛江、信江和撫河流域。

4.3 三峽調度運行期徑流變化

圖6展示了針對三峽水庫各調度期，鄱陽湖入湖總徑流以及對總徑流貢獻較大的贛江、信江和撫河子流域相對變化。從圖6可以看出，各調度期的徑流變化趨勢與年入湖總量的變化趨勢一致，也是各年代交替變化。但是交替變化的幅度和時間極其不一致。其中以三峽水庫蓄水期的鄱陽湖入湖徑流變化較大，各年代變幅基本在30%左右，其中A2情景下增幅達80%，這主要是鄱陽湖的贛江、信江和撫河三大子流域在這一時期同時增加80%以上，其中信江在21世紀70年代增加幅度甚至高達120%。相比于其他時期，無論是A2情景還是B2情景蓄水期波動幅度最大，相比于年徑流量的變幅在10%左右，枯水期變動幅度最小，基本上在兩種情景下，都是在10%以內變化。

A2情景下在各調度期總徑流呈現(xiàn)不同年代正負交替變化；B2情景下洪水期總徑流相比基準期一致增加，其余各調度期的總徑流與A2情景下類似呈現(xiàn)不同年代正負交替變化。從各主要子流域來看，其余各時期表現(xiàn)為交替變化明顯，而洪水期和枯水期卻是值得注意的時期，特別是在B2情景下。B2情景下贛江流域在洪水期呈現(xiàn)一致增加，在枯水期一致減少；信江流域在A2和B2情景下的洪水期一致增加；而B2情景下?lián)岷恿饔蚝樗诔尸F(xiàn)一致減少。

綜上所述，由于水文要素季節(jié)性的差異，對應三峽水庫各調度期的鄱陽湖入湖徑流與年總量相比有較大差別，主要表現(xiàn)在變化幅度和年代分布。三峽水庫蓄水期鄱陽湖入湖徑流量的增加，將有助于緩解目前鄱陽湖低水位的影響。但是，由于三峽水庫在蓄水期長江干流河道水位降低，增加的這部分水量在多大程度上能為鄱陽湖流域自身所利用，還是由于長江“拉空”作用導致鄱陽湖存不住水而匯入長江干流，需要進一步研究[20]。

5 結論

三峽水庫蓄水之后，對下游通江湖泊等的水文影響一直是學界關注的焦點。鄱陽湖未來入湖徑流變化預測可為“后三峽”時期水資源調度決策提供理論依據(jù)。本文基于鄱陽湖流域1953年-2010年的“五河七口”實測入湖流量資料分析發(fā)現(xiàn)，三峽水庫蓄水后鄱陽湖入湖總徑流和各調度期徑流均不同程度減少。基于此，進一步開展對應三峽水庫的調度期的鄱陽湖入湖徑流時空預測，主要是通過ASD統(tǒng)計降尺度方法將GCM輸出數(shù)據(jù)與新安江水文模型耦合得到未來鄱陽湖五河七口的入湖徑流過程。分析發(fā)現(xiàn)未來年徑流相比實測變化幅度更小，偏多和偏少交替出現(xiàn)，但周期跨度更長，這一變化是鄱陽湖的多個支流增減幅度不一相互抵消造成的。

從空間上看，集水面積較大的贛江、撫河和信江對鄱陽湖徑流變化的貢獻最大。從時間上看，無論是A2還是B2情景下蓄水期相比于其他調度期變化幅度最大，而枯水期最小。對應三峽水庫各調度期的鄱陽湖入湖徑流與年總量相比在變化幅度和年代分布上有較大差別。

必須指出的是，本文是在假設鄱陽湖流域下墊面條件不變的情況下預測未來徑流序列的，后續(xù)的研究可考慮以水文模型參數(shù)的時變性表示下墊面的動態(tài)變化。此外，本文的三峽各調度期是采用初設階段的劃分，隨著三峽上游水庫的修建和三峽工程承擔任務的變化，此劃分未來可能發(fā)生改變，如蓄水期提前等，此種改變也可能造成本文結論發(fā)生改變。

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