地形變化對(duì)鄱陽(yáng)湖枯水的影響?

姚 靜，李云良，李夢(mèng)凡，張 奇，2??

（1：中國(guó)科學(xué)院南京地理與湖泊研究所，中國(guó)科學(xué)院流域地理學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南京210008）（2：江西師范大學(xué)鄱陽(yáng)湖濕地與流域研究教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南昌330022）

地形變化對(duì)鄱陽(yáng)湖枯水的影響?

姚 靜1，李云良1，李夢(mèng)凡1，張 奇1，2??

（1：中國(guó)科學(xué)院南京地理與湖泊研究所，中國(guó)科學(xué)院流域地理學(xué)重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南京210008）（2：江西師范大學(xué)鄱陽(yáng)湖濕地與流域研究教育部重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室，南昌330022）

基于2010年鄱陽(yáng)湖最新地形，構(gòu)建精細(xì)的鄱陽(yáng)湖二維水動(dòng)力數(shù)學(xué)模型，相同網(wǎng)格下構(gòu)建1998年地形，分別模擬不同地形條件下2006年枯水年水位、流量時(shí)空分布，分析地形變化對(duì)水位、流量的影響，闡釋地形影響的時(shí)空差異.結(jié)果表明：相比1998年，2010年地形由于北部入江通道的下切，相同的2006年水文條件下，水位普遍降低；水位越低，上下游水面坡降越大，受地形影響越明顯；低水位最大降幅1～2 m，而高水位最大不超過(guò)0.4m，分別對(duì)應(yīng)湖口9 m以下、15 m以上水位；地形對(duì)水位的影響程度都昌＞星子＞棠蔭＞康山；都昌至湖口段水頭差降低了2m，水面坡度變緩，棠蔭至都昌段水面坡度變陡，康山至湖口水頭差基本不變；全年出湖總流量增加了6%；地形變化影響最顯著為河道區(qū)，影響范圍可波及大部分湖區(qū)，局部地形的變化使得子湖水面積也存在一定差異.本研究首次基于水動(dòng)力模擬量化了鄱陽(yáng)湖地形變化對(duì)水位的影響程度和范圍，結(jié)果可為水資源管理、江湖關(guān)系演變分析、濕地生態(tài)環(huán)境保護(hù)等提供科學(xué)參考.

地形變化；水動(dòng)力模擬；低水位；鄱陽(yáng)湖

湖泊地形數(shù)據(jù)作為水動(dòng)力模型最重要的基礎(chǔ)輸入之一，是決定水動(dòng)力模擬結(jié)果的重要因素［1-3］.湖泊地形的變化直接引起湖泊水位、流量、容積等水文、水動(dòng)力條件的變化［4］，進(jìn)而影響湖泊水環(huán)境、濕地生態(tài)、洪旱災(zāi)害及航運(yùn)安全等［5-7］.模擬湖泊地形變化帶來(lái)的水文水動(dòng)力影響，對(duì)于湖區(qū)水資源管理及調(diào)度、生態(tài)環(huán)境保護(hù)、航運(yùn)安全等方面具有重要的指導(dǎo)意義.

鄱陽(yáng)湖作為我國(guó)最大的通江湖泊，近五十年間，在自然演化和人類活動(dòng)共同作用下，湖盆地形發(fā)生了巨大的變化.從1960s-1998年，由于大規(guī)模的圍墾，鄱陽(yáng)湖湖區(qū)面積減少了850 km2以上［8］，使得湖泊容積減少了15%［9］.1998年特大洪水之后，在鄱陽(yáng)湖區(qū)實(shí)行部分圩堤的退墾還湖，至2009年，湖區(qū)面積基本恢復(fù)到1954年水平［8-9］.2000年以后，鄱陽(yáng)湖采砂活動(dòng)頻繁.2001-2007年，采砂主要集中在松門(mén)山以北的通江河道，2007年以后擴(kuò)張到鄱陽(yáng)湖中部，至2010年，平均挖深4.95 m，采砂量累計(jì)可達(dá)1.29×109m3［10］.1998-2010年間，入江通道底高程平均下降速率高達(dá)30.75 cm／a［11］.

近十多年來(lái)，鄱陽(yáng)湖干旱事件頻發(fā)，相關(guān)學(xué)者從降雨蒸發(fā)、江湖關(guān)系、三峽影響等多方面研究干旱原因［12-16］，但從地形變化角度探尋低水位原因的并不多.如Lai等［17］結(jié)合水文、遙感數(shù)據(jù)，定量分析河道采砂活動(dòng)對(duì)鄱陽(yáng)湖泄流能力的影響，結(jié)果表明大規(guī)模的采砂導(dǎo)致枯季泄流能力增大了1.5～2.0倍，并進(jìn)一步量化了由此引起的水位降低值.劉小東等［18］對(duì)比了1998、2011年入江通道斷面形態(tài)，結(jié)合水文數(shù)據(jù)，給出了相同湖口枯水期水位、流量條件下水面線的變化值.這些研究對(duì)地形變化的水文影響給出了一定的闡釋，但地形變化對(duì)水位、流量在時(shí)間、空間上的影響差異涉及較少.基于此，本文構(gòu)建了精細(xì)的鄱陽(yáng)湖水動(dòng)力模型，基于1998、2010年兩種地形條件，模擬相同的枯水年水情在不同地形條件下的水位、流量變化過(guò)程，對(duì)比地形變化對(duì)水位、流量的影響程度和范圍，探尋地形影響的時(shí)空差異.本研究從基于物理機(jī)制的水動(dòng)力模擬角度入手，研究近十多年鄱陽(yáng)湖地形變化的影響，結(jié)果可為水資源管理、江湖關(guān)系演變分析、濕地及生態(tài)環(huán)境保護(hù)等提供理論指導(dǎo)，也可為長(zhǎng)周期的水動(dòng)力模擬可能帶來(lái)的誤差提供理論依據(jù).

1 研究區(qū)概況

鄱陽(yáng)湖（28°24′～29°46′N，115°49′～116°46′E）作為我國(guó)最大的淡水湖泊，位于長(zhǎng)江中游，承贛江、撫河、信江、饒河、修水“五河”來(lái)水，經(jīng)湖口匯入長(zhǎng)江，屬季節(jié)性、吞吐型湖泊（圖1）.鄱陽(yáng)湖地形變化極具空間異質(zhì)性特點(diǎn)，南北最大長(zhǎng)度為173 km，東西平均寬16.9 km；湖盆由東南向西北傾斜，南北高程落差達(dá)10 m以上，最低處屏風(fēng)寺附近，高程為-20.3 m，灘地高程多在10～16m之間［18］.

1953-2010年流域“五河”平均入湖流量在枯季1.4×103m3／s和洪季12.0×103m3／s范圍內(nèi)波動(dòng)，1960-2010年長(zhǎng)江漢口平均流量變化范圍為8.1×103～44.4×103m3／s［14］；且流域洪季為4-6月，而長(zhǎng)江為7-9月［19］，存在錯(cuò)峰現(xiàn)象.受“五河”和長(zhǎng)江來(lái)水的季節(jié)性變化影響，鄱陽(yáng)湖水位變幅巨大（可達(dá)10 m以上），高水湖相、低水河相.豐水期水面積可達(dá)3000 km2以上，而枯水期不足1000 km2［20］，呈“洪水一片、枯水一線”的獨(dú)特景觀.湖流類型以重力型吞吐流為主.流域多年平均年入湖沙量2104.2×104t，出湖入（長(zhǎng)）江泥沙量為1016.5×104t［21］.

2 研究方法

2.1 水動(dòng)力模型構(gòu)建

鄱陽(yáng)湖屬寬淺型湖泊，水體垂向混合狀況較好［22］，適用于二維水動(dòng)力數(shù)學(xué)模型.鄱陽(yáng)湖岸線曲折復(fù)雜，地形空間變異較大，針對(duì)以上特點(diǎn)，選擇基于無(wú)結(jié)構(gòu)網(wǎng)格的MIKE 21模型.無(wú)結(jié)構(gòu)網(wǎng)格可以很好地?cái)M合岸線和地形，其靈活的加密技術(shù)，可對(duì)曲折河道進(jìn)行局部加密，準(zhǔn)確刻畫(huà)灘槽相間的地形；此外，模型中的干濕判別方法，通過(guò)設(shè)置最小干、濕水深，判斷網(wǎng)格是否參與計(jì)算，可準(zhǔn)確模擬鄱陽(yáng)湖洲灘濕地頻繁的露灘、淹沒(méi)過(guò)程.

模型計(jì)算范圍及岸線邊界根據(jù)已有的堤壩及湖泊歷史洪水淹沒(méi)范圍確定（圖1，基面為85國(guó)家高程）.湖泊地形基于最新的2010年DEM，采用三角形網(wǎng)格，網(wǎng)格數(shù)347709，節(jié)點(diǎn)數(shù)176465.流域“五河”的9個(gè)主要入湖口流量過(guò)程作為水動(dòng)力模型上游開(kāi)邊界條件，鄱陽(yáng)湖與長(zhǎng)江的水量交換通道——湖口水位過(guò)程線作為下游開(kāi)邊界條件（圖1）.其中，入湖流量為流域站點(diǎn)流量與站點(diǎn)至入湖口的平原區(qū)流量的總和，其中，平原區(qū)流量根據(jù)臨近入湖河流的流量權(quán)重，分配至各入湖口，具體計(jì)算方法詳見(jiàn)文獻(xiàn)［13］.時(shí)間步長(zhǎng)為1.5 s，初始水位場(chǎng)采用湖區(qū)5個(gè)站點(diǎn)的（湖口、星子、都昌、棠蔭和康山）實(shí)測(cè)水位空間插值而得.糙率根據(jù)地形特點(diǎn)采用空間變化的糙率場(chǎng)，由河道區(qū)的0.018過(guò)渡至洲灘植被區(qū)的0.028.水平渦粘系數(shù)采用Smagorinsky公式計(jì)算［23］.

圖1 鄱陽(yáng)湖地形、計(jì)算網(wǎng)格及水文站點(diǎn)分布（基于2010年DEM）Fig.1 Bathymetry，unstructured meshes for Lake Poyang（2010 DEM）and locations of hydrological gauging stations in the lake

圖2 基于1998年DEM生成的地形Fig.2 Bathymetry of Lake Poyang（1998 DEM）

2.2 1998年地形

將1998年DEM導(dǎo)入網(wǎng)格文件進(jìn)行差值，得到相同網(wǎng)格對(duì)應(yīng)的1998年地形（圖2，基面為85國(guó)家高程）.1998和2010年地形高程差別主要在湖區(qū)北部入江通道段.2010年地形相比1998年，入江通道段下切嚴(yán)重，其余區(qū)域差異不甚明顯，與以往的研究結(jié)論［11］一致.兩年地形DEM的空間詳細(xì)對(duì)比及分析已有專門(mén)的研究［11］，因此本文不再贅述，重點(diǎn)關(guān)注地形變化的影響.基于1998年DEM的模型，除地形差異以外，其余模型設(shè)置及計(jì)算條件與2010年的完全一致.

2.3 枯水年選擇

1998-2010年地形變化的主要原因是入江通道的持續(xù)采砂［11，17］，而河道采砂主要影響枯水期水位［17-18］.因此本文從近十多年中挑選典型枯水年.以往的研究顯示［14，16，24］，從水位低枯程度及枯水持續(xù)時(shí)間來(lái)看，2006年均為典型的枯水年.因此本文基于2006年“五河”來(lái)水和長(zhǎng)江水位情況，分別計(jì)算不同地形條件下湖泊的水位、流量變化過(guò)程及空間分布，對(duì)比不同地形的水位、流量響應(yīng)差異，研究地形變化的時(shí)空影響.

3 結(jié)果

3.1 模型驗(yàn)證

模型采用2010年最新地形，故對(duì)2010年的水位、流量過(guò)程進(jìn)行驗(yàn)證.從星子、都昌、棠蔭、康山4個(gè)站點(diǎn)的水位驗(yàn)證曲線來(lái)看（圖3），各站的水位擬合較好，除低水位時(shí)誤差稍大外，其余時(shí)刻基本吻合.湖口流量驗(yàn)證（圖4）效果次于水位，但也能基本反映流量變化過(guò)程.表1給出了水位、流量驗(yàn)證誤差評(píng)估，水位驗(yàn)證方面，各站的相對(duì)誤差均不超過(guò)±2%，確定性系數(shù)和Nash-Sutcliffe效率系數(shù)均大于0.96，湖口流量驗(yàn)證相對(duì)水位驗(yàn)證，效果稍遜，但整體來(lái)看，模型精度較高.

表1 2010年模型驗(yàn)證誤差Tab.1 Model validation errors in 2010

圖3 2010年鄱陽(yáng)湖4個(gè)站點(diǎn)的水位驗(yàn)證Fig.3 Validation ofwater levels at four hydrological gauging stations in Lake Poyang in 2010

3.2 地形變化對(duì)水位的影響

從4個(gè)站點(diǎn)的水位變化過(guò)程來(lái)看（圖5），與1998年地形相比，2010年地形條件下，各站點(diǎn)、各階段水位存在不同程度的降低.星子、都昌在低水位時(shí)期最為明顯，而高水位時(shí)變化微弱，棠蔭、康山水位降低值較小，且在全年變化較為均一.從各站點(diǎn)、各階段的平均水位降低值來(lái)看（表2），受地形下切影響，低水期水位最大可降低1～2m，漲、退水過(guò)程水位降低值也均在0.6 m以上，而高水期水位平均降幅最大不超過(guò)0.4 m.漲水過(guò)程變慢，退水過(guò)程變快.各站點(diǎn)中，都昌受地形變化影響最大，低水位平均降幅可達(dá)2.03 m，高水位0.36 m，均超過(guò)同時(shí)期其他站點(diǎn).其次為星子，水位平均降幅為0.23～1.37 m.這兩處低水位降幅均為高水位的5倍以上.至棠蔭，水位降幅明顯降低，全年水位降幅約為0.33m，康山為0.1～0.2m，與前者相比，這2個(gè)站點(diǎn)在不同時(shí)期的水位降幅差異并不顯著.

圖4 2010年湖口流量驗(yàn)證Fig.4 Validation of discharge at Hukou hydrological gauging station in 2010

圖5 不同地形條件下2006年各站點(diǎn)水位變化過(guò)程Fig.5Water levels of four hydrological gauging stations under different DEMs in 2006

根據(jù)計(jì)算結(jié)果，進(jìn)一步建立湖口水位與地形變化影響量的對(duì)應(yīng)關(guān)系（表3）.由于星子、都昌2個(gè)站點(diǎn)受地形影響比較明顯，因此僅給出這兩站在不同湖口水位條件下的水位降低值.湖口水位越低，受地形影響越顯著，但并非線性關(guān)系（表3）.相同湖口水位條件下，都昌受地形變化影響明顯大于星子.湖口水位低于9m時(shí)，星子受地形變化影響，水位降低值可達(dá)1 m以上；而都昌水位在湖口水位低于11 m時(shí)即可降低1 m以上，湖水水位8m時(shí)，都昌水位降幅甚至達(dá)到了2.26m.湖口14m以上的高水位時(shí)期，星子、都昌水位降幅分別降至0.2、0.3 m左右.

表2 與1998年相比2010年地形條件下各站點(diǎn)平均水位降低值（m）Tab.2Water level reductions due to the bathymetry changes between 1998 and 2010

表3 不同湖口水位條件下地形變化引起的水位降低值Tab.3Water level reductions due to the bathymetry changes at different Hukou water levels

3.3 地形變化對(duì)水面線的影響

為進(jìn)一步分析空間上的水位變化梯度，給出1998、2010年兩種地形條件下康山至湖口段高水期（7月20日）、低水期（12月15日）和漲水期（4月15日）、退水期（9月25日）水面線（圖6），該曲線斜率即為水面坡降.從各時(shí)段本身的水面坡降來(lái)看，高水期上下游水面基本持平，低水期水面坡降最為明顯，漲水、退水期居中.從各時(shí)段水位變化來(lái)看，低水期水面線變化最大，其次為退水期、漲水期，高水期變化微弱.說(shuō)明上下游水面坡降越大，受地形影響越明顯.從空間變化來(lái)看，水位變化最大處為都昌（2.2 m），以都昌為中心，星子—都昌—棠蔭段為顯著影響區(qū)域.以低水期為例，1998-2010年地形變化使得星子—都昌段水面平均降低1.6m，都昌—棠蔭段1.2m，湖口—星子段0.8m，棠蔭—康山段不足0.3m.而退水、漲水期，空間各區(qū)段的水位變化差異明顯減弱，表明上下游水面坡降越大，由地形引起的空間水位變化差異越顯著.相比1998年，2010年地形條件下，低水期都昌至湖口水頭差由3.1m降至1.1m，而康山至湖口水頭差基本不變.換言之，都昌至湖口段水面坡度變緩，棠蔭至都昌段變陡，而棠蔭至康山段微弱變陡.這與兩年的地形變化相吻合，即北部入江通道段地形變化最大，河道地形的降低，改變了湖泊地形坡降，進(jìn)而影響到水位及水面線.

圖6 不同地形條件下2006年水面線Fig.6Water surface profiles in 2006 under different DEMs

3.4 地形變化對(duì)流量的影響

由于湖底高程的降低改變了地形坡度，湖口出口流量也發(fā)生了變化.從湖口流量過(guò)程來(lái)看（圖7），與1998年地形相比，2010年地形條件下出口流量普遍增大，最明顯之處為高水期及漲、退水期流量峰值處，最大增量可達(dá)2192 m3／s.全年出口總流量合計(jì)增加了95.2×108m3，約占全年總流量的6%.該流量增加值與水位減少值相對(duì)應(yīng)，表明地形的下切引起了水位降低，加快了湖口出流.

圖7 不同地形條件下2006年湖口出湖流量過(guò)程及差異Fig.7 Discharge at Hukou hydrological gauging station in 2006 under different DEMs

3.5 地形變化對(duì)水位空間分布的影響

前文的地形變化影響分析主要基于河道站點(diǎn)，為研究地形變化對(duì)水位的空間影響，給出兩種地形條件下與水面線同時(shí)刻的漲水期（4月15日）、高水期（7月20日）、退水期（9月25日）和低水期（12月15日）水位空間分布（圖8）.漲水期，湖區(qū)中部、東部及北部13～16 m水位分布范圍發(fā)生明顯變化；與1998年地形相比，2010年地形條件下，13～15 m水位分布向南部上游區(qū)偏移，而15～16 m水位分布范圍大為減少；受影響湖區(qū)面積可占全湖總面積的2／3.高水期，只在北部入江通道處15～16m水位分布有小范圍的差異.退水期，相比1998年地形，2010年地形條件下棠蔭以北的河道區(qū)10～11 m的水位范圍擴(kuò)大，11～12 m的范圍減小.低水期，主要影響范圍同樣是棠蔭以北的河道區(qū)，其中8～10m的水位范圍擴(kuò)大，10～12m的水位范圍減小.同時(shí)發(fā)現(xiàn)，退水、低水期，局部水體與主河道脫離之后形成的碟型湖或子湖水面面積也存在一定差異，這主要是局部地形的沖淤變化引起的.以贛江中支、南支入湖三角洲帶為例，退水、低水期水位16 m以上的范圍在2010年地形條件下比在1998年更大.對(duì)比圖1和圖2可以發(fā)現(xiàn)，此處2010年的灘地范圍更大，呈封閉狀，因此在退水以后，洼地仍存留了一定的水體.陳龍泉等［25］通過(guò)遙感也發(fā)現(xiàn)，贛江南支、撫河和信江干流三河入湖區(qū)入湖區(qū)域在1989-2006年淤積了約28 km2，與本文結(jié)論相印證.

4 討論

“五河”和長(zhǎng)江來(lái)流都不變的情況，湖盆地形的改變，影響了湖泊水位，最大影響區(qū)為入江通道.湖口作為入江通道最北端的出口，必然也受其影響，水位降低.但從另一方面來(lái)講，湖口緊鄰長(zhǎng)江，受長(zhǎng)江影響更大，湖口水位與長(zhǎng)江干流流量有顯著相關(guān)關(guān)系［26］.在長(zhǎng)江來(lái)流不變的情況下，盡管湖口水位可能受地形變化影響有所降低，但其量值應(yīng)該較小.本文以湖口水位為邊界，假設(shè)長(zhǎng)江、流域來(lái)流不變的情況下，湖口水位不變，未考慮由湖區(qū)地形變化引起的水位降低值，可能使得計(jì)算的湖區(qū)內(nèi)水位降低值略小，但這不影響水位時(shí)空分布趨勢(shì).在模型網(wǎng)格構(gòu)建及地形生成方面，相同的局部加密網(wǎng)格對(duì)于不同年份的地形可能不完全適用，也帶來(lái)一定的誤差，但從地形變化來(lái)看，2010年河道變得更寬、深，因此基于該年份加密的河道網(wǎng)格基本能包含1998年的河道范圍，這樣盡可能減小了模型誤差.本文雖然只模擬了特定年的水位影響，但是所選的2006年在近十多年中，低水位最低、持續(xù)時(shí)間最長(zhǎng)，具有典型性.從年內(nèi)水位變化來(lái)看，水位越低，受地形變化越明顯，反之，水位越高，地形影響越弱.這一結(jié)論同樣適用于其他不同水文年.

Lai等［17］定量評(píng)估了鄱陽(yáng)湖地形變化引起的湖泊出流能力和水位變化，認(rèn)為地形的加深主要影響枯水位，且水位越低，受地形影響越大，本文結(jié)論與之一致.Lai等［17］結(jié)果表明，2008-2012年10至次年3月與1955-2000年同期相比，地形變化引起的泄流能力的增強(qiáng)使得星子平均水位降低了0.66 m.根據(jù)本文計(jì)算結(jié)果，1998-2010年地形變化使得2006年10至次年3月水位平均降低1.1 m，比前者更大.主要因?yàn)椋?006年枯水程度比2008-2012年更為嚴(yán)重，因此受地形影響更大，同時(shí)兩種不同的方法、不同的年代比較也存在一定的誤差，但基本量級(jí)及趨勢(shì)較為合理.

本文利用水動(dòng)力模型的優(yōu)勢(shì)，捕捉了水位的空間分布及受地形影響范圍，可彌補(bǔ)統(tǒng)計(jì)分析等方法無(wú)法給出水位空間變化的不足.從站點(diǎn)水位及水面線來(lái)看，受地形影響的區(qū)域主要分布在北部入江河道，且主要影響枯水期.但從水位的空間分布及流量過(guò)程來(lái)看，漲水時(shí)，水位影響量值較小，但影響范圍較大，引起的流量變化也較大，而低水時(shí)，水位影響量值較大，但影響范圍較小，主要集中在河道，流量變化同樣較小.這與鄱陽(yáng)湖獨(dú)有的“洪水一片、枯水一線”的水文、地貌特點(diǎn)密切相關(guān).由于低水期鄱陽(yáng)湖大面積露灘，水體主要集中在河道中，水體本身面積小、流量小，河道水位雖被拉低，但許多局部水體與河道脫離，不受其影響，整個(gè)湖區(qū)的受影響面積及影響流量并不大；而隨著水位上漲，河道、灘地水體連通，湖區(qū)水體淹沒(méi)范圍增大，河道水位變化即使不大，仍可牽動(dòng)湖區(qū)大范圍水面變化，而此時(shí)流量基數(shù)較大，相應(yīng)的流量變化值也較大.

近年來(lái)鄱陽(yáng)湖低水位事件多為季節(jié)性的，尤其在秋季頻發(fā)，本文所選的2006年即為典型的秋季低水.以星子站為例，2006年秋季8-10月實(shí)測(cè)平均水位與多年平均相比降低了4.58m.根據(jù)本文計(jì)算，該時(shí)期地形引起的平均水位降幅為0.66 m，地形變化對(duì)2006年秋季低水的貢獻(xiàn)約占14.4%.說(shuō)明地形變化對(duì)近年來(lái)的秋季低水現(xiàn)象也有一定貢獻(xiàn)，但并非主因.以往研究認(rèn)為長(zhǎng)江來(lái)水減少是近年來(lái)鄱陽(yáng)湖秋季干旱的主要原因［13，15-16］，本文結(jié)論與之并不矛盾.

圖8 不同地形條件下2006年水位空間分布Fig.8 Spatial distributions ofwater levels in 2006 under different DEMs

5 結(jié)論

本文構(gòu)建了精細(xì)的鄱陽(yáng)湖二維水動(dòng)力數(shù)學(xué)模型，經(jīng)過(guò)驗(yàn)證，模型精度較高.基于該模型分別模擬了1998、2010年地形條件下，2006枯水年的水位、流量時(shí)空分布，闡明了地形變化影響的時(shí)空差異.主要結(jié)論如下：

1）相比1998年，2010年地形由于北部入江通道的下切，水位普遍降低；水位越低，上下游水面坡降越大，受地形影響越明顯；湖口低于9m的低水位時(shí)，湖區(qū)內(nèi)水位受地形影響降幅最大，為1～2m，湖口15m以上的高水位時(shí)，水位降幅最大不超過(guò)0.4m；都昌受地形影響最大，枯季可達(dá)2m以上，其次為星子1m以上、棠蔭全年水位降幅約為0.33 m，康山為0.1～0.2 m.

2）都昌至湖口段水頭差降低了2m，水面坡度變緩，棠蔭至都昌段水面坡度變陡，康山至湖口水面坡度基本不變.

3）湖口出口流量普遍增大，最明顯之處為高水期及漲、退水期流量洪峰時(shí)期，全年出湖總流量增加了6%.

4）河道區(qū)水位降幅最大、受地形變化影響最顯著，但影響范圍可波及至大部分湖區(qū)，局部洲灘地形的變化使得某些子湖脫離主湖區(qū)后也存在一定水面積差異.

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The influence of bathymetry changes on low water level of Lake Poyang

YAO Jing1，LIYunliang1，LIMengfan1＆ZHANG Qi1，2??
（1：Key Laboratory ofWatershed Geographic Sciences，Nanjing Institute ofGeography and Limnology，Chinese Academy of Sciences，Nanjing 210008，P.R.China）
（2：Key Laboratory ofLake Poyang Wetland and Watershed Research，Ministry ofEducation，JiangxiNormal University，Nanchang 330022，P.R.China）

A fine 2D hydrodynamicmodel of Lake Poyang was used to simulate the hydrological effect of the bathymetry changes between 1998 and 2010.Spatio temporal patterns ofwater levels and discharge in 2006 of two DEM were simulated to assess the bathymetry effect，considering 2006 as a typical dry year.Results showed that the north water way was deeper in 2010 than that in 1998，resulting in lowerwater levels.In low water level period，thewater surface gradientwas larger，and the effectof DEM changes wasmore significant than that in high level period.The low water levels decreased by 1-2m corresponding to water level lower than 9 m at Hukou.The reductions of high water levelswere lower than 0.4m when water levelat Hukou higher than 15m.The influenced magnitude was largest at Duchang，followed by Xingzi，Tangyin and Kangshan.The water head from Duchang to Hukou decreased by 2 m in low level period.Thewater surface gradient decreased from Duchang to Xingzi，and increased from Tangyin to Duchang.There was no distinct gradient change from Kangshan to Hukou.The total discharge into the Yangtze River increased by 6%.The channel areas weremost affected，however the influence of bathymetry changes spread across themost of the lake area. Water areas of some sub-lakes varied due to the localmorphological changes.This study quantified magnitude and domain of the effect of bathymetry changes on Lake Poyang level from a hydrodynamic perspective.The outcomesmay provide scientific support for water resource and ecological environmentmanagement，evolution and analysis of river-lake relationship.

Bathymetry change；hydrodynamic simulation；low water level；Lake Poyang

DOI 10.18307／2017.0419

?2017 by Journal of Lake Sciences

?國(guó)家重點(diǎn)基礎(chǔ)研究發(fā)展計(jì)劃（2012CB417003）、江西省重大生態(tài)安全問(wèn)題監(jiān)控協(xié)同創(chuàng)新中心項(xiàng)目（JXS-EW-00）和國(guó)家自然科學(xué)基金項(xiàng)目（41301023，41371062）聯(lián)合資助.2016-09-07收稿；2016-10-17收修改稿.姚靜（1980～），女，助理研究員；E-mail：jyao＠niglas.ac.cn.

??通信作者；E-mail：qzhang＠niglas.ac.cn.