鄱阳湖水沙与氮磷输移过程及滞留效应研究

葛士林，黄国鲜*，任倩慧，王志超，许新发，徐晨辉，徐力刚

1. 青海大学水利电力学院，青海 西宁 810016

2. 中国环境科学研究院水生态环境研究所，北京 100012

3. 江西省水利科学研究院，江西 南昌 330029

4. 中国科学院南京地理与湖泊研究所，江苏 南京 210008

鄱阳湖是长江中下游最大的淡水湖泊，与长江主干道相连[1]，鄱阳湖对长江中下游地区的径流调节、水质安全、洪水问题及社会经济发展等有着重大影响[2]. 近几十年来，随着全球气候变化和库群调度等人类活动的影响，鄱阳湖水沙条件发生了显著变化，主要体现为湖区水位枯水期提前、持续时间延长，水资源、水生态等形势严峻[3-5]. 鄱阳湖水沙和氮磷等主要来源于赣江、抚河、信江、饶河、修水五大支流.“五河”的水沙、水质变化可能对鄱阳湖尾闾三角洲地貌演变、湖区水文、水生态变化情况有着重大影响[6]. 因此，许多学者对入湖水沙通量、湖区地形变化及水质变化进行了大量的研究. Gu等[7]采用非参数Mann-Kendall检验和Pettitt检验分析了1961-2013年间输入鄱阳湖水沙的变化趋势，并且利用水量平衡和线性回归模型间接评估了气候变化和人类活动对鄱阳湖水沙变化的影响；唐洪武等[8]对近年来鄱阳湖湖区和“五河”尾闾的演变趋势，长江、鄱阳湖和“五河”的江-湖-河水沙关系的变化及其驱动机制进行了系统梳理；吴桂平等[9]利用鄱阳湖1980年、1998年、2010年3期湖盆水下地形数据，结合出入湖泥沙输移数据以及水土流失、水库建设等资料研究了1980-2010年湖盆冲淤的时空变化及其影响因素；Wu等[10]基于鄱阳湖湖区2009-2014年水质实际测量数据和水质指数法对鄱阳湖水质进行了评价，得到鄱阳湖处于中等水平富营养化水平，湖区在枯水位作用下总氮浓度趋高；席海燕等[11]分析了20世纪80年代到2008年鄱阳湖生态安全演变趋势及其主要驱动因素，结果表明，鄱阳湖生态安全总体呈下降趋势，不合理的经济活动是鄱阳湖生态安全状况下降的主要驱动力.

鄱阳湖水沙、TN、TP过程及其湖区滞留率变化对定量研究鄱阳湖生态环境效应具有重要意义. 截至目前，围绕入湖水沙变化规律、湖泊地形及水质变化等方面已开展了一系列研究，但结合人类活动对鄱阳湖TN、TP滞留率变化的研究相对较少. 鉴于此，本研究通过收集包含近期测量的系列长序列数据并采用统计、对比、双累积曲线及质量守恒分析等方法，分析“五河”入湖水沙变化趋势、湖区面积、入江水道河床变化以及鄱阳湖TN、TP滞留率的变化，在此基础上，探讨人类活动对鄱阳湖流域水沙、水质变化的影响，以期为科学认识鄱阳湖的滞留效应以及对鄱阳湖流域人类活动的科学管控提供参考.

1 材料与方法

1.1 研究区域

鄱阳湖(见图1)位于江西省北部、长江中下游南岸，接纳赣江、抚河、信江、饶河、修水五条主要支流来水，经过湖泊调节后在湖口流入长江，该湖属于过水型、吞吐型的湖泊，被誉为“长江之肾”，是我国最大的淡水湖，经过多年的人工围垦与自然淤积，湖区面积由1949年的5 200 km2降至2000年的3 287 km2.鄱阳湖流域东连浙江省和福建省，南接广东省，西靠湖南省，北邻湖北省和安徽省，地处113°34'E～118°29'E、24°29'N～30°05'N，其总汇水面积为16.2×104km2，占江西省总面积的97.2%[12]. 1958年以来，在鄱阳湖“五河”干支流上建有大型水库25座，累计总库容量17.1 km3；建有中型水库206座，累计总库容量达4.7 km3[13]. 鄱阳湖流域部分水库信息如表1所示，相应总库容达到14.5 km3.

表1 鄱阳湖流域水库信息Table 1 The reservoirs in Poyang Lake Basin

图1 鄱阳湖流域地理位置Fig.1 Geographical location of Poyang Lake Basin

1.2 基础数据

本研究收集了1957-2021年鄱阳湖流域内“五河”下游及湖区内控制水文站的流量、悬沙浓度数据，2003-2013年《江西省生态环境状态公报》，2014-2021年氮磷含量浓度以及湖泊地形，鄱阳湖湖底高程-面积-体积曲线，以及多期鄱阳湖湖泊湿地分布遥感解译等数据. 上述数据主要用于分析鄱阳湖水沙污的变化趋势及鄱阳湖大断面地形变化. 对于部分站位缺失的短期数据，根据临近站位的水位-流量关系、流量-泥沙关系进行插补.

1.3 双累积曲线法

采用双累积曲线法分析1957-2020年人类活动对鄱阳湖流域输沙变化的影响. 双累积曲线是J. K. Searcy在C. F. Merriam研究的基础上进行拓展研究，使双累积曲线应用于水文要素一致性检验、缺值插补或资料校正，以及水文气象要素趋势变化及其强度分析[14].

式中：X'、Y'分别为Xi、Yi的累积量，kg；Xi为第i年的来水量，m3；Yi为第i年的来沙量，t.

1.4 滞留效应计算方法

营养盐在鄱阳湖中的实际滞留率为统计时段内湖内净拦蓄量占输入总量的比例，计算公式为

式中：RETf为营养盐实际滞留率，%；Min、Mout分别代表营养盐入库、出库通量，t. 各控制站位水质通量的计算方法见式(4)，考虑到水质控制站TN、TP浓度的测量频率一般为每月测一次，因此在水质通量求解过程中所需的流量数据采用同一条河流水质控制断面上下游最近的水文站的月均流量值.

式中：M为在时段T内通过河流监测断面的TP或TN通量，t；K为换算系数，K=24×3600×dj×1000×10-9=0.0864dj，其中dj为第j月的天数；为TN或TP月均浓度值，mg/L；为月均流量，m3/s.

2 结果与分析

2.1 鄱阳湖流域水沙变化

2.1.1 鄱阳湖“五河”七口水沙输移过程

流域关键控制站位不同时期水沙关系可以在一定程度上综合反映流域治理和水利工程拦蓄对泥沙的影响，尤其可以揭示出降雨丰富流域不同时期的水沙耦合特点. 根据鄱阳湖“五河”入湖口及湖口各水文站1957-2020年径流及输沙率系列月均数据，对1957-1998年和1999-2020年的月来水量与月来沙量关系曲线变化进行分析(见图2)可以看出：相同来水量的情况下，外洲站1999-2020年的月来沙量相较于1957-1998年呈显著性和趋势性减小；万家埠站、李家渡站、梅港站1999-2020年的月来沙量与1957-1998年相比有小幅下降；渡峰坑站与虬津站月来沙量变化不显著；然而，虎山站1999-2020年的月来沙量与1957-1998年相比有所增加，根据水库建设数据，乐安河(饶河南支)中上游没有大型水库和拦河大坝，乐安河中的泥沙受水库的影响较小，并且20世纪末乐安河上游水土流失有所增加，使得虎山站输沙量逐年增加. 总体来看，“五河”七口1999-2020年的月来沙量比1957-1998年有所减小，对于来沙量显著减少的站位，其泥沙浓度减少量与流量呈正相关的非线性关系，说明鄱阳湖流域水土保持及闸坝体系在2000年后不断完善，流域抗水土的韧性在增强. 1950年代以来，鄱阳湖流域大中型水库累积库容量逐年增加，尤其是1990年在最大支流-赣江干流上建成的万安水库使得鄱阳湖流域的累积库容大幅增加[15]. 有研究表明，鄱阳湖流域1956-2010年的年均入湖输沙量仅为850×104t，但是水库的年均拦沙量为820×104t[13]，与此同时“五河”流域的降水和多年入湖径流量变化不显著，与已有研究结果[16]类似，因此水库修建对鄱阳湖流域输沙量变化有显著的影响.

图2 1957—1998年与1999—2020年鄱阳湖进口水文站月水量与月沙量的关系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 人类活动对水沙的影响

为进一步揭示人类活动对流域悬沙通量的影响，采用流域控制站位的水沙通量累积曲线变化规律来加以识别. 1957-2020年累积来水量-累积来沙量的双累积曲线如图3所示，从图3可以看出：外洲站1990年以后累积来沙量增长趋势变缓，其变化时间节点与赣江万安水库1990年建成下闸蓄水对应；万家埠站1998年以后累积来沙量增长减缓显著，与修水东津水库1995年建成的时间节点一致；梅港站1997年后累积来沙量增长减缓，其时间节点与信江大坳水库1997年竣工下闸蓄水一致. “五河”总入湖累积沙量在1990年后开始显著减缓，与鄱阳湖流域20世纪90年代前后大中型水库累积库容量大幅增加相一致. 从上述分析可以看出各水文站的累积来沙量突变点也与水库蓄水运行时间点一致，说明大型梯级水库的运行是入湖沙量的减少的重要因素. 此外，自20世纪90年代起，江西省政府采取封山育林、植树造林等措施加强水土治理，各流域水土流失得到一定的遏制，导致流域来沙量进一步减少.

图3 鄱阳湖流域水文站来水量和来沙量双累积曲线Fig.3 Double cumulative curve of water and suspended sediment inflow in Poyang Lake Basin

以2020年累积来水量-累积来沙量的双累积曲线和工程修建前的拟合曲线分布差值，求解出各水文站来沙量的变化情况(见表2). 结果表明，在大型梯级水库的拦蓄和流域水土保持的共同影响下，1990-2020年间，赣江外洲站的泥沙累积通量减少了2.138×108t，“五河”综合减少了2.240×108t，说明赣江对入鄱阳湖泥沙通量减少的贡献最大，占到95.4%. 鄱阳湖出口站泥沙累积通量减少了1.878×108t.与此同时，在中下游没有大型水库的乐安河和昌江的泥沙通量还有一定程度的升高.

表2 1957—2020年鄱阳湖流域进口水文站来沙量累积变化量Table 2 Cumulative change of suspended sediment load in the inlet hydrological stations in Poyang Lake Basin from 1957 to 2020

2.2 鄱阳湖库容曲线及湖区面积、地形变化

2.2.1 鄱阳湖面积形态多年变化过程分析

基于Hou等[17]对长江中下游的多期影像解译数据，分析得到鄱阳湖在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年的湖面形态空间变化和相应统计结果(见图4、图5).

图4 1973—2018年鄱阳湖区湖面水产养殖、农业/建设用地分布Fig.4 The spatial distribution of reclamation for aquaculture and agriculture/construction in Poyang Lake from 1973 to 2018

图5 1979—2018年鄱阳湖水产养殖、农业/建设用地累积面积变化Fig.5 Cumulative area of reclamation for aquaculture and agriculture/construction in Poyang Lake from 1979 to 2018

20世纪70年代以来鄱阳湖湖区面积的变化情况：①20世纪70年代至90年代，随着人口的快速增长，鄱阳湖部分湖区被改造成水产养殖池塘，以满足鱼类养殖的需求[18-19]，导致水产养殖面积快速增加，共增加了163 km2左右. ②自改革开放以来，经济迅速发展，湖区农业/建设用地逐渐扩张，直到1990年，期间增加了近100 km2. 1990年以来，滨湖旅游设施、滨湖新城开发以及房地产开发、交通基础设施及产业设施建设等过度开发[20]；1998年以来政府实施退田还湖等措施，鄱阳湖湖区围垦有所改善. ③2000-2018年，湖区农业/建设用地面积增加趋势减缓，但水产养殖面积大幅增加，增加了约328 km2.

在过去几十年内，鄱阳湖区建设用地面积显著增加. 同时，人们在湖区周边修筑堤坝以及蓄水养殖等活动，导致湖区面积逐渐减小[21]. 水产养殖会促使隔离弱化鄱阳湖的调蓄功能，使得出流水文过程波动增强，增加了同级流量洪水位；围垦则直接减少了湖泊库容和面积，更不利于湖泊功能发挥[1,22].

2.2.2 鄱阳湖水位面积、库容曲线和湖口大断面冲淤变化

由于鄱阳湖属于大型浅水湖泊，湖区主要地貌由入汇河流尾闾三角洲河道、围垦封闭型湖泊、蝶形洼地、频繁淹没湖泊、湖区主航道等单元构成，在高水位时水流上滩、蝶形洼地淹没，湖泊形状为鄱阳湖的外轮廓线；低水位时过水面积很小，只有几十平方公里，在变动水文条件的驱动下，鄱阳湖的干湿格局、水动力、营养盐输移、栖息地质量及其衍生的生物多样性变化得以充分体现. 分析鄱阳湖在不同时期(1954年、1983年、1998年、2010年)的水位面积与库容曲线的形态变化(见图6)，从其曲线分布的几个拐点值可以看出，湖口站的3个关键水位分别为9.0、11.4、14.9 m. 当水位小于9.0 m时，水流不上滩；水位在9.0～14.9 m之间时，鄱阳湖动态淹没面积变化随水位变化很大；当水位大于11.4 m时，鄱阳湖水体体积随水位的增加而快速增加. 1998-2010年，5.0～10.0 m深槽高程范围内，由于自然冲刷、河道采砂、航道整治挖沙等综合效应，导致湖盆体积增加量约为6.0×108m3；1954-1983年围垦1 000.0 km2，主要发生在湖床高程大于16.0 m的区域，1983-2010年间围垦400.0 km2. 有研究[23]表明，近年来鄱阳湖底地形净变化总体积为11.54×108m3/a(沉积物多年平均变化约0.96×108m3/a或1.58×108t/a).

图6 不同年份的鄱阳湖水位-面积-体积曲线Fig.6 Water level area volume curves of Poyang Lake in different years

历史上鄱阳湖的平面形态变化主要表现为相对封闭湖汊和入湖三角洲的不断围垦及其入湖湖区的自然淤积与抬升，在垂向上的主要表现：①除航道整治强度较大的入湖水道(如赣江三角洲水道、修水入江水道)以外，鄱阳湖入湖尾闾和湖区断面出现淤积[24]；②入江水道在挖沙和航道整治条件下不断下切加深[23,25-26]. 从图7可以看出：松门山以北的鄱阳湖入江水道的航道区域在1998-2008年间发生了较为显著的垂向下切，最大下切深度在5.0 m以上，下切明显的区域形态呈现不连续线状、团状分布，主要由人工开挖和航道整治引起，河道自然冲淤是次要驱动力. CS9断面〔见图7(b)〕是鄱阳湖主湖水体进入入江水道的关键断面，1998-2010年该断面从单一“V”型深槽(宽度200.0～300.0 m，最小深度-2.0 m)下切扩宽为“U”型深槽(宽3 000.0 m，最小深度为-4.0 m)，断面深度在10.0 m以上的中滩下切8.0～14.0 m，导致断面过流面积大为增强，2010-2020年在保持原有“U”型断面形态不变条件下，受到局部弯道水流“凸淤凹冲”影响，大断面形态有所调整，主要体现在原有的深水河槽淤积了3.0～5.0 m，新形成的断面深槽冲刷了5.0 m左右. CS7断面〔见图7(c)〕的冲淤显示，1998-2010年间，几乎在整个断面起点距离1 400.0～4 600.0 m范围内平行下切，平均和最大下切深度分别为8.0、14.5 m. 2020年以后处于凹岸区域发生了横向展宽，深槽高程略有抬升，由于该断面较宽，原有10.0～12.0 m范围的中滩保持原有地貌. 对于CS5断面〔见图7(d)〕，1998-2010年间相应中滩位置横向展宽1 000.0 m，深泓线由原来2.0 m降至-5.5 m左右，深水河槽宽度维持在1 500.0 m左右，其相应深槽宽度比上游CS9、CS7断面偏小，2010-2020年间地形断面趋势性变化减小，局部形态有所调整和刷深，此外右岸位置有坍塌后退100.0 m左右，深槽岸线坡度变陡. 作为鄱阳湖入长江最后的控制断面，湖口断面在1965-2020年间的演变情况〔见图7(e)〕显示：1965年湖口断面的深泓线高度2.0 m左右，湖区边滩高程较低，为5.0 m左右，之后到1985年、1995年断面深泓线逐渐刷深，边滩滩地在1965-1985年淤积9.0～10.0 m，形成中滩，1985-1995年该滩地轻微冲刷，1995-2010年中滩逐渐冲刷，深泓线河床区域不断下切，2010-2020年深泓线河床还有一定的下切，与此同时前期在不断下切的中滩滩地下切速度还没有减缓的趋势.

图7 鄱阳湖入江水道区域的冲淤变化Fig.7 The bed deformation in the outlet channel of Poyang Lake

通过结合不同时期鄱阳湖湖盆地貌格局和大断面的变化过程，得出主要规律如下：①鄱阳湖地貌格局主要由深槽-中滩-堤防(或高滩)组成，中滩淤积主要是由于1954-1998年期间“五河”流域高强度的农业活动导致的入湖沙量增加，从而在洪水期使得湖区大范围淤积，淤积从南向北发展，由于湖区淤积增加，使得河道深泓区域在汛后退水时有一定的冲刷. ②1998-2010年，由于上游大型水库的修建，来沙减少，主湖区滩地淤积减缓，再加上2000-2010年间由于长江禁止采砂导致鄱阳湖采砂规模和强度加大，使得鄱阳湖入江水道区域深泓线区域高程显著降低，深泓高程为-8.0～-6.0 m，深水河槽宽度普遍扩宽1 000.0 m以上，从而导致鄱阳湖水体出湖加快. ③2010-2020年，研究表明湖区存在湖滩淤积与主槽冲淤，但湖区主河槽从南到北以冲刷为主，由于三峡水库等大型水库汛后蓄水、汛后退水加快，流量加大，再加上长江沿程冲刷，“五河”来沙浓度不断下降，尽管“五河”的挖沙和冲刷已很显著，但是未来鄱阳湖入江水道沿程冲刷趋势还未得到遏制，围绕中滩区域深水河槽有继续展宽的可能.

2.3 湖泊泥沙-氮磷入汇关系的变化

2.3.1 鄱阳湖泥沙与TN、TP关系

泥沙是流域中氮和磷的重要载体[27]. 鄱阳湖逐月泥沙量与逐月TN、TP通量之间的关系如图8和图9所示. 从图8和图9可以看出，逐月泥沙量与逐月TN、TP通量之间存在显著的正相关关系，即河流输沙量增加时，TN、TP通量也随之增加. 当吸附有氮磷的泥沙被冲刷或悬浮在水体中时，可能会向水中释放氮磷，从而提高水体中TN、TP浓度[28]. 从图9来看，“五河”入湖控制站的逐月泥沙量与逐月TN通量的线性相关系数(R2=0.78)高于出湖控制站位的相关系数(R2=0.62)，主要原因是出湖口泥沙量与营养盐通量过程受到外部水文条件和湖区水动力条件等多因素共同驱动与影响，导致泥沙量与TN或TP通量的关系更加复杂，同样逐月泥沙量与逐月TP通量关系也是类似，其相关系数(R2)分别为0.85，0.70(见图9)；总体而言，各站位的逐月泥沙量与逐月TP通量的点群关系比逐月泥沙量与逐月TN通量的点群关系更加密切，主要原因是长江水体TP成分中有60%～90%的磷为吸附在细颗粒泥沙表面的颗粒态磷，从而增强了泥沙与磷之间的联系，相对而言不同形态的氮更容易溶解于水，从而与泥沙形成相对松散的耦合关系.

图8 鄱阳湖逐月泥沙量与逐月TN通量的关系Fig.8 Relationship between monthly TN and suspended sediment loads in Poyang Lake

图9 鄱阳湖逐月泥沙量与逐月TP通量的关系Fig.9 Relationship between monthly TP and suspended sediment loads in Poyang Lake

2.3.2 鄱阳湖TN、TP通量和年输沙量变化及滞留效应

利用式(3)计算鄱阳湖2003-2021年各年TN及TP滞留率，对于有控制站位的通量利用式(4)进行计算，可以得到“五河”输入负荷通量. 入鄱阳湖污染负荷主要由“五河”贡献，“五河”输入的负荷占80%左右[29]，进而可以求出入鄱阳湖污染负荷总通量. 由于鄱阳湖流域其他小支流输沙量远小于“五河”输沙量，此处只考虑“五河”输沙量，将“五河”入湖输沙量和出湖输沙量的差值与入湖输沙量的百分比作为湖区年输沙量滞留率.

如图10所示，2003-2021年，鄱阳湖TN滞留率呈现下降趋势；在同一时间段内TP滞留率也呈现相同的趋势. 从整体变化来看，鄱阳湖对TP的滞留率小于TN滞留率，可能与鄱阳湖近20年来湖底泥沙的人类扰动状态及湖区地貌格局变化有密切关系.2003-2021年，鄱阳湖区采砂挖沙活动导致沉积物中的氮磷被释放出来，使得水体中TN、TP含量增加[30]，致使出湖TN、TP通量增加[31-32]. 由于入湖氮磷浓度减少，出湖TN、TP通量增加，所以TN、TP滞留率减少. 2018年TN和TP滞留率都出现负值，是由于2018年鄱阳湖流域是枯水年[33]，鄱阳湖区氮磷外来输入较少，导致鄱阳湖湖泊氮磷输出大于输入.2003-2021年输沙量滞留率普遍为负值，且呈波动上升趋势. 21世纪初鄱阳湖出湖沙量大于入湖沙量(见图11)，主要原因是，20世纪90年代“五河”干流大中型水库的修建和水土保持措施的实施使得入湖沙量急剧减少，入湖水流挟沙常年处于不饱和状态，再加上由于三峡水库等的梯级调度引起水文节律改变(如洪水位降低、汛后水位快速消退等)，同时九江河床不断冲刷下切也使得湖区水动力产生的河床切应力加大，多种因素叠加使得湖泊中下游区域深水河床处于不断冲刷状态，从而导致21世纪初鄱阳湖湖区年输沙量滞留率为负值，但随着禁止湖床挖沙、河床整治、泥沙粗化、梯级水库的协同调度，鄱阳湖流域的泥沙过程逐渐趋于稳定，使得鄱阳湖泥沙滞留率逐渐增加.

图10 2003—2021年鄱阳湖湖区TN、TP和输沙量滞留率Fig.10 Retention rate of annual suspended sediment, TN and TP loads in Poyang Lake from 2003 to 2021

图11 1960—2021年进出鄱阳湖泥沙量年际变化Fig.11 Interannual variation of sediment load input and output of Poyang Lake Basin from 1960 to 2021

3 讨论

3.1 鄱阳湖泥沙和氮磷浓度显著变化的关键驱动力

鄱阳湖多年入湖泥沙量呈显著下降趋势，鄱阳湖区氮磷浓度存在显著变化. 究其主要原因：①20世纪90年代以来，鄱阳湖流域累积水库库容大幅增加，年内调节的大型梯级水库对流域年均径流量影响较小，但是往往会影响流域的水文水动力年内过程[34]，从而在一定程度上干扰了水、沙、盐的输移节律，由于水库的抬高水位导致大量泥沙被拦蓄在库区，从而导致出库泥沙浓度和通量显著减少. 水土保持工作的开展减少了上游泥沙的流失，同时赣江中下游采砂活动直接减少入湖输沙量. 降水量对鄱阳湖“五河”流域泥沙变化无显著影响，人类活动是主要驱动因素[35].②在2001-2010年湖区挖沙严重等背景情况下，鄱阳湖的泥沙收支发生了显著改变，挖沙作用及其航道整治工程可能造成湖区水动力和泥沙输移状态发生了一定程度的改变[36-37]，由于挖沙主要集中在入江水道以及湖泊与入江水道交汇的前沿区，挖沙使得这些区域的深泓高程和过水面积增加，在三峡等大型梯级蓄水时期，会导致湖区水流在汛后更容易流出鄱阳湖，从而在一定程度上加大湖区泥沙及氮磷营养盐的流出通量，减少湖泊泥沙与氮磷营养盐滞留率，与此同时，鄱阳湖区采砂挖沙活动能够扰动沉积物中的营养盐，使得沉积物中的营养盐再悬浮，从而增加湖水中氮磷浓度[38]. ③随着鄱阳湖湖区建设/农业用地的增加，湖区周边的人类活动增多，导致湖区内氮磷的排放量增加[39]. 由于距离湖区更近，这些排放的氮磷降解比例更低，使得湖区氮磷营养盐浓度增加.

3.2 鄱阳湖TN、TP滞留率变化的定性分析

近年来鄱阳湖氮磷滞留率出现下降趋势，究其主要原因：①TN、TP滞留率减少可能与鄱阳湖水动力和水流滞留时间关系密切. 三峡和“五河”水库的调度及其湖区地形变化会导致鄱阳湖区水文、水动力过程发生改变，同时挖沙采砂活动使得鄱阳湖入江水道下切严重，从而导致湖区水流在汛后更容易流出鄱阳湖，在一定程度上使得湖区枯水期延长，河道水流主要从狭窄的深水河槽走，导致水流速度比原来快，泥沙和营养物质滞留时间缩短，降解比例减小，因此滞留率减小. ②鄱阳湖总体悬沙来沙细化[40]，入湖悬沙粒径与含沙量减少，细沙吸附颗粒态氮磷浓度降低，溶解态氮磷浓度比例相对增加，相同湖泊动力条件下，溶解态氮磷的滞留率比颗粒态氮磷滞留率小；与此同时，由于来沙细化，细沙沉降速率低，使得颗粒态的营养盐滞留率较以前减小. ③鄱阳湖湖口入江水道及其湖区挖沙等采砂引起的扰动使得累积在湖床的营养盐悬浮，导致长期底泥营养盐悬浮输运，造成湖区氮磷浓度升高，从而导致鄱阳湖营养盐输出偏大，这也是造成TN、TP滞留率不断下降的原因之一.

3.3 鄱阳湖未来水沙变化趋势和滞留研究展望

未来气候变化、水库群作用及其污染治理条件下鄱阳湖水沙、氮磷滞留率的变化趋势及研究展望如下：

a) 气候变化和水文过程导致的入湖水沙过程变化显著. 近20年来，经过常年的水库群调度调蓄作用以及水土保持、生态治理工作的开展，使得鄱阳湖流域泥沙和营养盐通量与滞留率处于显著的变化与调整状态，鄱阳湖“五河”入湖悬沙呈现细化趋势，主要原因是水库蓄水后，悬沙中的粗颗粒快速淤积被拦截，细颗粒可以随水流到下游，导致坝下游悬沙呈细化趋势[40]. 现有的相关研究仅局限于有限的条件或相对较短时间尺度范围，目前鄱阳湖“五河”水库及长江三峡等水库的拦沙还远未达到平衡，长江九江河段及鄱阳湖入江水道的冲刷与调整还处于不断发展过程中，未来需要加强多控制因素不断发展前提条件下的入湖沙量及其变化过程的分析与长期趋势预测.

b) 江湖格局变化条件下未来鄱阳湖湖口河段左岸淤积将会有所减缓，然而主河槽的冲刷和横向变形将会进一步发展与调整，深泓线将会继续下降. 与此同时，目前鄱阳湖枢纽工程的调度可以有效控制鄱阳湖湖口水位，尤其是在枯水期，可以适当抬升枯水期湖泊最低水位，使鄱阳湖湖区枯水期平均流速、最大流速和最小流速都有所减少[41]，部分泥沙会被类似大型水利工程拦截，使得鄱阳湖出湖输沙量减少，导致鄱阳湖年输沙量滞留率呈增加趋势. 总之，鄱阳湖的泥沙与营养盐的滞留率不仅与处于不断变化的气候变化与人类活动主导的湖泊营养盐收支过程密切相关，也与湖盆内水沙动力条件、营养盐输运、地貌演变、湖区生态系统演化关系密切，该问题的研究涉及的过程复杂且具有多时间尺度特点，未来还需要进一步将鄱阳湖水沙营养盐变化趋势、鄱阳湖湖盆演化与滞留效应加以耦合研究与定量预测，以期定量揭示鄱阳湖营养盐滞留率变化的主要驱动因子.

4 结论

a) 近60多年来，鄱阳湖“五河”入湖径流量变化趋势不显著，而“五河”中赣江、抚河、修水和信江的入湖沙量均呈显著下降趋势，饶河入湖沙量则呈不显著增加趋势，“五河”总和入湖沙量显著下降，鄱阳湖出湖沙量呈不显著下降趋势. 20世纪90年代，“五河”入湖沙量开始显著下降，与大中型梯级水库运行和水土保持措施实施的时间相一致，由此说明人类活动是入湖沙量减少的重要原因，与此同时流域的水沙治理与水库群拦蓄使得流域抗水土流失韧性增强.

b) 鄱阳湖入湖沙量的减少导致了鄱阳湖淤积减缓，鄱阳湖主湖区及入江水道采砂挖沙、河道整治等人为干扰加剧，使得鄱阳湖入江水道地形高程下降较大，深水航道深度与宽度增加.

c) 鄱阳湖区周边水产养殖、农业/建设用地面积的增加使得湖区面积减少. 挖沙等原因导致鄱阳湖入江水道下切严重，使得湖区入江水道的水流速度增加，导致湖区氮磷快速输运，并且鄱阳湖采砂挖沙的扰动，使得沉积物中的氮磷被释放出来，增加了TN、TP的出湖通量，导致2003-2021年TN、TP滞留率显著降低. 由于鄱阳湖泥沙与营养盐的滞留率不仅与处于不断变化的气候变化与人类活动主导的湖泊营养盐收支过程直接相关，也与湖盆内水沙动力、营养盐输运、地貌演变、湖区生态系统演化关系密切，未来还需要加强鄱阳湖未来水沙营养盐变化趋势、湖盆演化与滞留效应的耦合研究与定量预测.