鄱陽湖水沙與氮磷輸移過程及滯留效應研究

葛士林，黃國鮮*，任倩慧，王志超，許新發，徐晨輝，徐力剛

1. 青海大學水利電力學院，青海 西寧 810016

2. 中國環境科學研究院水生態環境研究所，北京 100012

3. 江西省水利科學研究院，江西 南昌 330029

4. 中國科學院南京地理與湖泊研究所，江蘇 南京 210008

鄱陽湖是長江中下游最大的淡水湖泊，與長江主干道相連[1]，鄱陽湖對長江中下游地區的徑流調節、水質安全、洪水問題及社會經濟發展等有著重大影響[2]. 近幾十年來，隨著全球氣候變化和庫群調度等人類活動的影響，鄱陽湖水沙條件發生了顯著變化，主要體現為湖區水位枯水期提前、持續時間延長，水資源、水生態等形勢嚴峻[3-5]. 鄱陽湖水沙和氮磷等主要來源于贛江、撫河、信江、饒河、修水五大支流.“五河”的水沙、水質變化可能對鄱陽湖尾閭三角洲地貌演變、湖區水文、水生態變化情況有著重大影響[6]. 因此，許多學者對入湖水沙通量、湖區地形變化及水質變化進行了大量的研究. Gu等[7]采用非參數Mann-Kendall檢驗和Pettitt檢驗分析了1961-2013年間輸入鄱陽湖水沙的變化趨勢，并且利用水量平衡和線性回歸模型間接評估了氣候變化和人類活動對鄱陽湖水沙變化的影響；唐洪武等[8]對近年來鄱陽湖湖區和“五河”尾閭的演變趨勢，長江、鄱陽湖和“五河”的江-湖-河水沙關系的變化及其驅動機制進行了系統梳理；吳桂平等[9]利用鄱陽湖1980年、1998年、2010年3期湖盆水下地形數據，結合出入湖泥沙輸移數據以及水土流失、水庫建設等資料研究了1980-2010年湖盆沖淤的時空變化及其影響因素；Wu等[10]基于鄱陽湖湖區2009-2014年水質實際測量數據和水質指數法對鄱陽湖水質進行了評價，得到鄱陽湖處于中等水平富營養化水平，湖區在枯水位作用下總氮濃度趨高；席海燕等[11]分析了20世紀80年代到2008年鄱陽湖生態安全演變趨勢及其主要驅動因素，結果表明，鄱陽湖生態安全總體呈下降趨勢，不合理的經濟活動是鄱陽湖生態安全狀況下降的主要驅動力.

鄱陽湖水沙、TN、TP過程及其湖區滯留率變化對定量研究鄱陽湖生態環境效應具有重要意義. 截至目前，圍繞入湖水沙變化規律、湖泊地形及水質變化等方面已開展了一系列研究，但結合人類活動對鄱陽湖TN、TP滯留率變化的研究相對較少. 鑒于此，本研究通過收集包含近期測量的系列長序列數據并采用統計、對比、雙累積曲線及質量守恒分析等方法，分析“五河”入湖水沙變化趨勢、湖區面積、入江水道河床變化以及鄱陽湖TN、TP滯留率的變化，在此基礎上，探討人類活動對鄱陽湖流域水沙、水質變化的影響，以期為科學認識鄱陽湖的滯留效應以及對鄱陽湖流域人類活動的科學管控提供參考.

1 材料與方法

1.1 研究區域

鄱陽湖(見圖1)位于江西省北部、長江中下游南岸，接納贛江、撫河、信江、饒河、修水五條主要支流來水，經過湖泊調節后在湖口流入長江，該湖屬于過水型、吞吐型的湖泊，被譽為“長江之腎”，是我國最大的淡水湖，經過多年的人工圍墾與自然淤積，湖區面積由1949年的5 200 km2降至2000年的3 287 km2.鄱陽湖流域東連浙江省和福建省，南接廣東省，西靠湖南省，北鄰湖北省和安徽省，地處113°34'E～118°29'E、24°29'N～30°05'N，其總匯水面積為16.2×104km2，占江西省總面積的97.2%[12]. 1958年以來，在鄱陽湖“五河”干支流上建有大型水庫25座，累計總庫容量17.1 km3；建有中型水庫206座，累計總庫容量達4.7 km3[13]. 鄱陽湖流域部分水庫信息如表1所示，相應總庫容達到14.5 km3.

表1 鄱陽湖流域水庫信息Table 1 The reservoirs in Poyang Lake Basin

圖1 鄱陽湖流域地理位置Fig.1 Geographical location of Poyang Lake Basin

1.2 基礎數據

本研究收集了1957-2021年鄱陽湖流域內“五河”下游及湖區內控制水文站的流量、懸沙濃度數據，2003-2013年《江西省生態環境狀態公報》，2014-2021年氮磷含量濃度以及湖泊地形，鄱陽湖湖底高程-面積-體積曲線，以及多期鄱陽湖湖泊濕地分布遙感解譯等數據. 上述數據主要用于分析鄱陽湖水沙污的變化趨勢及鄱陽湖大斷面地形變化. 對于部分站位缺失的短期數據，根據臨近站位的水位-流量關系、流量-泥沙關系進行插補.

1.3 雙累積曲線法

采用雙累積曲線法分析1957-2020年人類活動對鄱陽湖流域輸沙變化的影響. 雙累積曲線是J. K. Searcy在C. F. Merriam研究的基礎上進行拓展研究，使雙累積曲線應用于水文要素一致性檢驗、缺值插補或資料校正，以及水文氣象要素趨勢變化及其強度分析[14].

式中：X'、Y'分別為Xi、Yi的累積量，kg；Xi為第i年的來水量，m3；Yi為第i年的來沙量，t.

1.4 滯留效應計算方法

營養鹽在鄱陽湖中的實際滯留率為統計時段內湖內凈攔蓄量占輸入總量的比例，計算公式為

式中：RETf為營養鹽實際滯留率，%；Min、Mout分別代表營養鹽入庫、出庫通量，t. 各控制站位水質通量的計算方法見式(4)，考慮到水質控制站TN、TP濃度的測量頻率一般為每月測一次，因此在水質通量求解過程中所需的流量數據采用同一條河流水質控制斷面上下游最近的水文站的月均流量值.

式中：M為在時段T內通過河流監測斷面的TP或TN通量，t；K為換算系數，K=24×3600×dj×1000×10-9=0.0864dj，其中dj為第j月的天數；為TN或TP月均濃度值，mg/L；為月均流量，m3/s.

2 結果與分析

2.1 鄱陽湖流域水沙變化

2.1.1 鄱陽湖“五河”七口水沙輸移過程

流域關鍵控制站位不同時期水沙關系可以在一定程度上綜合反映流域治理和水利工程攔蓄對泥沙的影響，尤其可以揭示出降雨豐富流域不同時期的水沙耦合特點. 根據鄱陽湖“五河”入湖口及湖口各水文站1957-2020年徑流及輸沙率系列月均數據，對1957-1998年和1999-2020年的月來水量與月來沙量關系曲線變化進行分析(見圖2)可以看出：相同來水量的情況下，外洲站1999-2020年的月來沙量相較于1957-1998年呈顯著性和趨勢性減??；萬家埠站、李家渡站、梅港站1999-2020年的月來沙量與1957-1998年相比有小幅下降；渡峰坑站與虬津站月來沙量變化不顯著；然而，虎山站1999-2020年的月來沙量與1957-1998年相比有所增加，根據水庫建設數據，樂安河(饒河南支)中上游沒有大型水庫和攔河大壩，樂安河中的泥沙受水庫的影響較小，并且20世紀末樂安河上游水土流失有所增加，使得虎山站輸沙量逐年增加. 總體來看，“五河”七口1999-2020年的月來沙量比1957-1998年有所減小，對于來沙量顯著減少的站位，其泥沙濃度減少量與流量呈正相關的非線性關系，說明鄱陽湖流域水土保持及閘壩體系在2000年后不斷完善，流域抗水土的韌性在增強. 1950年代以來，鄱陽湖流域大中型水庫累積庫容量逐年增加，尤其是1990年在最大支流-贛江干流上建成的萬安水庫使得鄱陽湖流域的累積庫容大幅增加[15]. 有研究表明，鄱陽湖流域1956-2010年的年均入湖輸沙量僅為850×104t，但是水庫的年均攔沙量為820×104t[13]，與此同時“五河”流域的降水和多年入湖徑流量變化不顯著，與已有研究結果[16]類似，因此水庫修建對鄱陽湖流域輸沙量變化有顯著的影響.

圖2 1957—1998年與1999—2020年鄱陽湖進口水文站月水量與月沙量的關系Fig.2 Variation of the relation curve between monthly water and suspended sediment load into Poyang Lake during 1957 to 1998 and 1999 to 2020

2.1.2 人類活動對水沙的影響

為進一步揭示人類活動對流域懸沙通量的影響，采用流域控制站位的水沙通量累積曲線變化規律來加以識別. 1957-2020年累積來水量-累積來沙量的雙累積曲線如圖3所示，從圖3可以看出：外洲站1990年以后累積來沙量增長趨勢變緩，其變化時間節點與贛江萬安水庫1990年建成下閘蓄水對應；萬家埠站1998年以后累積來沙量增長減緩顯著，與修水東津水庫1995年建成的時間節點一致；梅港站1997年后累積來沙量增長減緩，其時間節點與信江大坳水庫1997年竣工下閘蓄水一致. “五河”總入湖累積沙量在1990年后開始顯著減緩，與鄱陽湖流域20世紀90年代前后大中型水庫累積庫容量大幅增加相一致. 從上述分析可以看出各水文站的累積來沙量突變點也與水庫蓄水運行時間點一致，說明大型梯級水庫的運行是入湖沙量的減少的重要因素. 此外，自20世紀90年代起，江西省政府采取封山育林、植樹造林等措施加強水土治理，各流域水土流失得到一定的遏制，導致流域來沙量進一步減少.

圖3 鄱陽湖流域水文站來水量和來沙量雙累積曲線Fig.3 Double cumulative curve of water and suspended sediment inflow in Poyang Lake Basin

以2020年累積來水量-累積來沙量的雙累積曲線和工程修建前的擬合曲線分布差值，求解出各水文站來沙量的變化情況(見表2). 結果表明，在大型梯級水庫的攔蓄和流域水土保持的共同影響下，1990-2020年間，贛江外洲站的泥沙累積通量減少了2.138×108t，“五河”綜合減少了2.240×108t，說明贛江對入鄱陽湖泥沙通量減少的貢獻最大，占到95.4%. 鄱陽湖出口站泥沙累積通量減少了1.878×108t.與此同時，在中下游沒有大型水庫的樂安河和昌江的泥沙通量還有一定程度的升高.

表2 1957—2020年鄱陽湖流域進口水文站來沙量累積變化量Table 2 Cumulative change of suspended sediment load in the inlet hydrological stations in Poyang Lake Basin from 1957 to 2020

2.2 鄱陽湖庫容曲線及湖區面積、地形變化

2.2.1 鄱陽湖面積形態多年變化過程分析

基于Hou等[17]對長江中下游的多期影像解譯數據，分析得到鄱陽湖在1973年、1976年、1979年、1982年、1985年、1988年、1991年、1994年、1997年、2000年、2003年、2006年、2009年、2013年、2015年、2018年的湖面形態空間變化和相應統計結果(見圖4、圖5).

圖4 1973—2018年鄱陽湖區湖面水產養殖、農業/建設用地分布Fig.4 The spatial distribution of reclamation for aquaculture and agriculture/construction in Poyang Lake from 1973 to 2018

圖5 1979—2018年鄱陽湖水產養殖、農業/建設用地累積面積變化Fig.5 Cumulative area of reclamation for aquaculture and agriculture/construction in Poyang Lake from 1979 to 2018

20世紀70年代以來鄱陽湖湖區面積的變化情況：①20世紀70年代至90年代，隨著人口的快速增長，鄱陽湖部分湖區被改造成水產養殖池塘，以滿足魚類養殖的需求[18-19]，導致水產養殖面積快速增加，共增加了163 km2左右. ②自改革開放以來，經濟迅速發展，湖區農業/建設用地逐漸擴張，直到1990年，期間增加了近100 km2. 1990年以來，濱湖旅游設施、濱湖新城開發以及房地產開發、交通基礎設施及產業設施建設等過度開發[20]；1998年以來政府實施退田還湖等措施，鄱陽湖湖區圍墾有所改善. ③2000-2018年，湖區農業/建設用地面積增加趨勢減緩，但水產養殖面積大幅增加，增加了約328 km2.

在過去幾十年內，鄱陽湖區建設用地面積顯著增加. 同時，人們在湖區周邊修筑堤壩以及蓄水養殖等活動，導致湖區面積逐漸減小[21]. 水產養殖會促使隔離弱化鄱陽湖的調蓄功能，使得出流水文過程波動增強，增加了同級流量洪水位；圍墾則直接減少了湖泊庫容和面積，更不利于湖泊功能發揮[1,22].

2.2.2 鄱陽湖水位面積、庫容曲線和湖口大斷面沖淤變化

由于鄱陽湖屬于大型淺水湖泊，湖區主要地貌由入匯河流尾閭三角洲河道、圍墾封閉型湖泊、蝶形洼地、頻繁淹沒湖泊、湖區主航道等單元構成，在高水位時水流上灘、蝶形洼地淹沒，湖泊形狀為鄱陽湖的外輪廓線；低水位時過水面積很小，只有幾十平方公里，在變動水文條件的驅動下，鄱陽湖的干濕格局、水動力、營養鹽輸移、棲息地質量及其衍生的生物多樣性變化得以充分體現. 分析鄱陽湖在不同時期(1954年、1983年、1998年、2010年)的水位面積與庫容曲線的形態變化(見圖6)，從其曲線分布的幾個拐點值可以看出，湖口站的3個關鍵水位分別為9.0、11.4、14.9 m. 當水位小于9.0 m時，水流不上灘；水位在9.0～14.9 m之間時，鄱陽湖動態淹沒面積變化隨水位變化很大；當水位大于11.4 m時，鄱陽湖水體體積隨水位的增加而快速增加. 1998-2010年，5.0～10.0 m深槽高程范圍內，由于自然沖刷、河道采砂、航道整治挖沙等綜合效應，導致湖盆體積增加量約為6.0×108m3；1954-1983年圍墾1 000.0 km2，主要發生在湖床高程大于16.0 m的區域，1983-2010年間圍墾400.0 km2. 有研究[23]表明，近年來鄱陽湖底地形凈變化總體積為11.54×108m3/a(沉積物多年平均變化約0.96×108m3/a或1.58×108t/a).

圖6 不同年份的鄱陽湖水位-面積-體積曲線Fig.6 Water level area volume curves of Poyang Lake in different years

歷史上鄱陽湖的平面形態變化主要表現為相對封閉湖汊和入湖三角洲的不斷圍墾及其入湖湖區的自然淤積與抬升，在垂向上的主要表現：①除航道整治強度較大的入湖水道(如贛江三角洲水道、修水入江水道)以外，鄱陽湖入湖尾閭和湖區斷面出現淤積[24]；②入江水道在挖沙和航道整治條件下不斷下切加深[23,25-26]. 從圖7可以看出：松門山以北的鄱陽湖入江水道的航道區域在1998-2008年間發生了較為顯著的垂向下切，最大下切深度在5.0 m以上，下切明顯的區域形態呈現不連續線狀、團狀分布，主要由人工開挖和航道整治引起，河道自然沖淤是次要驅動力. CS9斷面〔見圖7(b)〕是鄱陽湖主湖水體進入入江水道的關鍵斷面，1998-2010年該斷面從單一“V”型深槽(寬度200.0～300.0 m，最小深度-2.0 m)下切擴寬為“U”型深槽(寬3 000.0 m，最小深度為-4.0 m)，斷面深度在10.0 m以上的中灘下切8.0～14.0 m，導致斷面過流面積大為增強，2010-2020年在保持原有“U”型斷面形態不變條件下，受到局部彎道水流“凸淤凹沖”影響，大斷面形態有所調整，主要體現在原有的深水河槽淤積了3.0～5.0 m，新形成的斷面深槽沖刷了5.0 m左右. CS7斷面〔見圖7(c)〕的沖淤顯示，1998-2010年間，幾乎在整個斷面起點距離1 400.0～4 600.0 m范圍內平行下切，平均和最大下切深度分別為8.0、14.5 m. 2020年以后處于凹岸區域發生了橫向展寬，深槽高程略有抬升，由于該斷面較寬，原有10.0～12.0 m范圍的中灘保持原有地貌. 對于CS5斷面〔見圖7(d)〕，1998-2010年間相應中灘位置橫向展寬1 000.0 m，深泓線由原來2.0 m降至-5.5 m左右，深水河槽寬度維持在1 500.0 m左右，其相應深槽寬度比上游CS9、CS7斷面偏小，2010-2020年間地形斷面趨勢性變化減小，局部形態有所調整和刷深，此外右岸位置有坍塌后退100.0 m左右，深槽岸線坡度變陡. 作為鄱陽湖入長江最后的控制斷面，湖口斷面在1965-2020年間的演變情況〔見圖7(e)〕顯示：1965年湖口斷面的深泓線高度2.0 m左右，湖區邊灘高程較低，為5.0 m左右，之后到1985年、1995年斷面深泓線逐漸刷深，邊灘灘地在1965-1985年淤積9.0～10.0 m，形成中灘，1985-1995年該灘地輕微沖刷，1995-2010年中灘逐漸沖刷，深泓線河床區域不斷下切，2010-2020年深泓線河床還有一定的下切，與此同時前期在不斷下切的中灘灘地下切速度還沒有減緩的趨勢.

圖7 鄱陽湖入江水道區域的沖淤變化Fig.7 The bed deformation in the outlet channel of Poyang Lake

通過結合不同時期鄱陽湖湖盆地貌格局和大斷面的變化過程，得出主要規律如下：①鄱陽湖地貌格局主要由深槽-中灘-堤防(或高灘)組成，中灘淤積主要是由于1954-1998年期間“五河”流域高強度的農業活動導致的入湖沙量增加，從而在洪水期使得湖區大范圍淤積，淤積從南向北發展，由于湖區淤積增加，使得河道深泓區域在汛后退水時有一定的沖刷. ②1998-2010年，由于上游大型水庫的修建，來沙減少，主湖區灘地淤積減緩，再加上2000-2010年間由于長江禁止采砂導致鄱陽湖采砂規模和強度加大，使得鄱陽湖入江水道區域深泓線區域高程顯著降低，深泓高程為-8.0～-6.0 m，深水河槽寬度普遍擴寬1 000.0 m以上，從而導致鄱陽湖水體出湖加快. ③2010-2020年，研究表明湖區存在湖灘淤積與主槽沖淤，但湖區主河槽從南到北以沖刷為主，由于三峽水庫等大型水庫汛后蓄水、汛后退水加快，流量加大，再加上長江沿程沖刷，“五河”來沙濃度不斷下降，盡管“五河”的挖沙和沖刷已很顯著，但是未來鄱陽湖入江水道沿程沖刷趨勢還未得到遏制，圍繞中灘區域深水河槽有繼續展寬的可能.

2.3 湖泊泥沙-氮磷入匯關系的變化

2.3.1 鄱陽湖泥沙與TN、TP關系

泥沙是流域中氮和磷的重要載體[27]. 鄱陽湖逐月泥沙量與逐月TN、TP通量之間的關系如圖8和圖9所示. 從圖8和圖9可以看出，逐月泥沙量與逐月TN、TP通量之間存在顯著的正相關關系，即河流輸沙量增加時，TN、TP通量也隨之增加. 當吸附有氮磷的泥沙被沖刷或懸浮在水體中時，可能會向水中釋放氮磷，從而提高水體中TN、TP濃度[28]. 從圖9來看，“五河”入湖控制站的逐月泥沙量與逐月TN通量的線性相關系數(R2=0.78)高于出湖控制站位的相關系數(R2=0.62)，主要原因是出湖口泥沙量與營養鹽通量過程受到外部水文條件和湖區水動力條件等多因素共同驅動與影響，導致泥沙量與TN或TP通量的關系更加復雜，同樣逐月泥沙量與逐月TP通量關系也是類似，其相關系數(R2)分別為0.85，0.70(見圖9)；總體而言，各站位的逐月泥沙量與逐月TP通量的點群關系比逐月泥沙量與逐月TN通量的點群關系更加密切，主要原因是長江水體TP成分中有60%～90%的磷為吸附在細顆粒泥沙表面的顆粒態磷，從而增強了泥沙與磷之間的聯系，相對而言不同形態的氮更容易溶解于水，從而與泥沙形成相對松散的耦合關系.

圖8 鄱陽湖逐月泥沙量與逐月TN通量的關系Fig.8 Relationship between monthly TN and suspended sediment loads in Poyang Lake

圖9 鄱陽湖逐月泥沙量與逐月TP通量的關系Fig.9 Relationship between monthly TP and suspended sediment loads in Poyang Lake

2.3.2 鄱陽湖TN、TP通量和年輸沙量變化及滯留效應

利用式(3)計算鄱陽湖2003-2021年各年TN及TP滯留率，對于有控制站位的通量利用式(4)進行計算，可以得到“五河”輸入負荷通量. 入鄱陽湖污染負荷主要由“五河”貢獻，“五河”輸入的負荷占80%左右[29]，進而可以求出入鄱陽湖污染負荷總通量. 由于鄱陽湖流域其他小支流輸沙量遠小于“五河”輸沙量，此處只考慮“五河”輸沙量，將“五河”入湖輸沙量和出湖輸沙量的差值與入湖輸沙量的百分比作為湖區年輸沙量滯留率.

如圖10所示，2003-2021年，鄱陽湖TN滯留率呈現下降趨勢；在同一時間段內TP滯留率也呈現相同的趨勢. 從整體變化來看，鄱陽湖對TP的滯留率小于TN滯留率，可能與鄱陽湖近20年來湖底泥沙的人類擾動狀態及湖區地貌格局變化有密切關系.2003-2021年，鄱陽湖區采砂挖沙活動導致沉積物中的氮磷被釋放出來，使得水體中TN、TP含量增加[30]，致使出湖TN、TP通量增加[31-32]. 由于入湖氮磷濃度減少，出湖TN、TP通量增加，所以TN、TP滯留率減少. 2018年TN和TP滯留率都出現負值，是由于2018年鄱陽湖流域是枯水年[33]，鄱陽湖區氮磷外來輸入較少，導致鄱陽湖湖泊氮磷輸出大于輸入.2003-2021年輸沙量滯留率普遍為負值，且呈波動上升趨勢. 21世紀初鄱陽湖出湖沙量大于入湖沙量(見圖11)，主要原因是，20世紀90年代“五河”干流大中型水庫的修建和水土保持措施的實施使得入湖沙量急劇減少，入湖水流挾沙常年處于不飽和狀態，再加上由于三峽水庫等的梯級調度引起水文節律改變(如洪水位降低、汛后水位快速消退等)，同時九江河床不斷沖刷下切也使得湖區水動力產生的河床切應力加大，多種因素疊加使得湖泊中下游區域深水河床處于不斷沖刷狀態，從而導致21世紀初鄱陽湖湖區年輸沙量滯留率為負值，但隨著禁止湖床挖沙、河床整治、泥沙粗化、梯級水庫的協同調度，鄱陽湖流域的泥沙過程逐漸趨于穩定，使得鄱陽湖泥沙滯留率逐漸增加.

圖10 2003—2021年鄱陽湖湖區TN、TP和輸沙量滯留率Fig.10 Retention rate of annual suspended sediment, TN and TP loads in Poyang Lake from 2003 to 2021

圖11 1960—2021年進出鄱陽湖泥沙量年際變化Fig.11 Interannual variation of sediment load input and output of Poyang Lake Basin from 1960 to 2021

3 討論

3.1 鄱陽湖泥沙和氮磷濃度顯著變化的關鍵驅動力

鄱陽湖多年入湖泥沙量呈顯著下降趨勢，鄱陽湖區氮磷濃度存在顯著變化. 究其主要原因：①20世紀90年代以來，鄱陽湖流域累積水庫庫容大幅增加，年內調節的大型梯級水庫對流域年均徑流量影響較小，但是往往會影響流域的水文水動力年內過程[34]，從而在一定程度上干擾了水、沙、鹽的輸移節律，由于水庫的抬高水位導致大量泥沙被攔蓄在庫區，從而導致出庫泥沙濃度和通量顯著減少. 水土保持工作的開展減少了上游泥沙的流失，同時贛江中下游采砂活動直接減少入湖輸沙量. 降水量對鄱陽湖“五河”流域泥沙變化無顯著影響，人類活動是主要驅動因素[35].②在2001-2010年湖區挖沙嚴重等背景情況下，鄱陽湖的泥沙收支發生了顯著改變，挖沙作用及其航道整治工程可能造成湖區水動力和泥沙輸移狀態發生了一定程度的改變[36-37]，由于挖沙主要集中在入江水道以及湖泊與入江水道交匯的前沿區，挖沙使得這些區域的深泓高程和過水面積增加，在三峽等大型梯級蓄水時期，會導致湖區水流在汛后更容易流出鄱陽湖，從而在一定程度上加大湖區泥沙及氮磷營養鹽的流出通量，減少湖泊泥沙與氮磷營養鹽滯留率，與此同時，鄱陽湖區采砂挖沙活動能夠擾動沉積物中的營養鹽，使得沉積物中的營養鹽再懸浮，從而增加湖水中氮磷濃度[38]. ③隨著鄱陽湖湖區建設/農業用地的增加，湖區周邊的人類活動增多，導致湖區內氮磷的排放量增加[39]. 由于距離湖區更近，這些排放的氮磷降解比例更低，使得湖區氮磷營養鹽濃度增加.

3.2 鄱陽湖TN、TP滯留率變化的定性分析

近年來鄱陽湖氮磷滯留率出現下降趨勢，究其主要原因：①TN、TP滯留率減少可能與鄱陽湖水動力和水流滯留時間關系密切. 三峽和“五河”水庫的調度及其湖區地形變化會導致鄱陽湖區水文、水動力過程發生改變，同時挖沙采砂活動使得鄱陽湖入江水道下切嚴重，從而導致湖區水流在汛后更容易流出鄱陽湖，在一定程度上使得湖區枯水期延長，河道水流主要從狹窄的深水河槽走，導致水流速度比原來快，泥沙和營養物質滯留時間縮短，降解比例減小，因此滯留率減小. ②鄱陽湖總體懸沙來沙細化[40]，入湖懸沙粒徑與含沙量減少，細沙吸附顆粒態氮磷濃度降低，溶解態氮磷濃度比例相對增加，相同湖泊動力條件下，溶解態氮磷的滯留率比顆粒態氮磷滯留率??；與此同時，由于來沙細化，細沙沉降速率低，使得顆粒態的營養鹽滯留率較以前減小. ③鄱陽湖湖口入江水道及其湖區挖沙等采砂引起的擾動使得累積在湖床的營養鹽懸浮，導致長期底泥營養鹽懸浮輸運，造成湖區氮磷濃度升高，從而導致鄱陽湖營養鹽輸出偏大，這也是造成TN、TP滯留率不斷下降的原因之一.

3.3 鄱陽湖未來水沙變化趨勢和滯留研究展望

未來氣候變化、水庫群作用及其污染治理條件下鄱陽湖水沙、氮磷滯留率的變化趨勢及研究展望如下：

a) 氣候變化和水文過程導致的入湖水沙過程變化顯著. 近20年來，經過常年的水庫群調度調蓄作用以及水土保持、生態治理工作的開展，使得鄱陽湖流域泥沙和營養鹽通量與滯留率處于顯著的變化與調整狀態，鄱陽湖“五河”入湖懸沙呈現細化趨勢，主要原因是水庫蓄水后，懸沙中的粗顆?？焖儆俜e被攔截，細顆?？梢噪S水流到下游，導致壩下游懸沙呈細化趨勢[40]. 現有的相關研究僅局限于有限的條件或相對較短時間尺度范圍，目前鄱陽湖“五河”水庫及長江三峽等水庫的攔沙還遠未達到平衡，長江九江河段及鄱陽湖入江水道的沖刷與調整還處于不斷發展過程中，未來需要加強多控制因素不斷發展前提條件下的入湖沙量及其變化過程的分析與長期趨勢預測.

b) 江湖格局變化條件下未來鄱陽湖湖口河段左岸淤積將會有所減緩，然而主河槽的沖刷和橫向變形將會進一步發展與調整，深泓線將會繼續下降. 與此同時，目前鄱陽湖樞紐工程的調度可以有效控制鄱陽湖湖口水位，尤其是在枯水期，可以適當抬升枯水期湖泊最低水位，使鄱陽湖湖區枯水期平均流速、最大流速和最小流速都有所減少[41]，部分泥沙會被類似大型水利工程攔截，使得鄱陽湖出湖輸沙量減少，導致鄱陽湖年輸沙量滯留率呈增加趨勢. 總之，鄱陽湖的泥沙與營養鹽的滯留率不僅與處于不斷變化的氣候變化與人類活動主導的湖泊營養鹽收支過程密切相關，也與湖盆內水沙動力條件、營養鹽輸運、地貌演變、湖區生態系統演化關系密切，該問題的研究涉及的過程復雜且具有多時間尺度特點，未來還需要進一步將鄱陽湖水沙營養鹽變化趨勢、鄱陽湖湖盆演化與滯留效應加以耦合研究與定量預測，以期定量揭示鄱陽湖營養鹽滯留率變化的主要驅動因子.

4 結論

a) 近60多年來，鄱陽湖“五河”入湖徑流量變化趨勢不顯著，而“五河”中贛江、撫河、修水和信江的入湖沙量均呈顯著下降趨勢，饒河入湖沙量則呈不顯著增加趨勢，“五河”總和入湖沙量顯著下降，鄱陽湖出湖沙量呈不顯著下降趨勢. 20世紀90年代，“五河”入湖沙量開始顯著下降，與大中型梯級水庫運行和水土保持措施實施的時間相一致，由此說明人類活動是入湖沙量減少的重要原因，與此同時流域的水沙治理與水庫群攔蓄使得流域抗水土流失韌性增強.

b) 鄱陽湖入湖沙量的減少導致了鄱陽湖淤積減緩，鄱陽湖主湖區及入江水道采砂挖沙、河道整治等人為干擾加劇，使得鄱陽湖入江水道地形高程下降較大，深水航道深度與寬度增加.

c) 鄱陽湖區周邊水產養殖、農業/建設用地面積的增加使得湖區面積減少. 挖沙等原因導致鄱陽湖入江水道下切嚴重，使得湖區入江水道的水流速度增加，導致湖區氮磷快速輸運，并且鄱陽湖采砂挖沙的擾動，使得沉積物中的氮磷被釋放出來，增加了TN、TP的出湖通量，導致2003-2021年TN、TP滯留率顯著降低. 由于鄱陽湖泥沙與營養鹽的滯留率不僅與處于不斷變化的氣候變化與人類活動主導的湖泊營養鹽收支過程直接相關，也與湖盆內水沙動力、營養鹽輸運、地貌演變、湖區生態系統演化關系密切，未來還需要加強鄱陽湖未來水沙營養鹽變化趨勢、湖盆演化與滯留效應的耦合研究與定量預測.