洞庭湖區(qū)的洪澇災害問題.ppt

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湘北洞庭湖地區(qū) 洪澇災害問題濕地開發(fā)與保護 洞庭湖區(qū)簡介 洞庭湖區(qū)位于長江中游荊江以南 是以洞庭湖為中心的廣大河湖沖積平原區(qū) 面積為18780km2 其中湖南省占15200km2 占總面積的80 9 湖北省占3580km2 洞庭湖承納湘江 資水 沅水 澧水4水 吞吐長江 集水面積達130 104km2 圖1 是具世界意義的湖泊 一 洞庭湖洪澇災害的一般規(guī)律 1 洪澇災害頻率明顯加快2 高危水位持續(xù)攀升 高水位頻率明顯增加 持續(xù)時間不斷延長3 災情增大 損失越來越嚴重 1 洪澇災害頻率明顯加快歷史上我國洪澇災害十分頻繁 自公元前206年至公元1949年這2155年間發(fā)生過較大洪澇災害1092次 平均每兩年一次 歷史上發(fā)生過的幾次大洪水 1870年 清同治九年 長江流域大洪水是以上游干流來水為主的特大洪水1931年全國性的大水災是由氣候反常 長時間的降雨造成的1954年長江發(fā)生了全流域性的大洪水 長江中下游洪水與川水遭遇1998年是繼1954年以來的又一次全流域性大洪水 洪澇災害頻率明顯加快 把洪澇災害分為特大洪澇與一般洪澇兩級 分別統(tǒng)計了各階段洪澇發(fā)生的頻率 發(fā)現(xiàn)湖區(qū)洪澇日趨頻繁 特別是特大洪澇有加速發(fā)展之勢 各時期頻率比前一個時期依次增長4 3 6 1 和20 0 雨情 1998年長江流域的雨情1998年 長江以南地區(qū)暴雨日數(shù)多 強度大 降雨持續(xù)時間長 范圍廣 汛期 長江流域降雨大致分為4個階段 6月12 26日 降雨集中在鄱陽湖區(qū)和洞庭湖區(qū) 一般降雨300 800毫米 6月27 7月15日 降雨集中在四川 重慶 鄂西北等地 降雨100 300毫米 7月20 32日 降雨集中在長江中下游沿江地區(qū) 一般降雨200 500毫米 8月1 27日 降雨集中在長江上游 三峽區(qū)間 一般降雨200 500毫米 1998年6 8月長江流域平均降雨量為670毫米 比多年同期平均值多183毫米 偏多37 5 水情 1998年長江流域的水情1998年長江流域相繼遭受特大洪水 長江干流先后出現(xiàn)8次洪峰 中游河段及洞庭湖 鄱陽湖水位多次超歷史最高水位 在19條主要支流中 有一些水文站最大流量和最高水位均超過實測歷史記錄 長江中下游超警戒水位時間大多在57 96天之間 3 災情增大 損失越來越嚴重1998年長江流域災情1998年洪水災情的特點是人員傷亡少 經(jīng)濟損失大 堤垸受災嚴重 僅湖南 湖北和江西三省的直接經(jīng)濟損失就達1090億元 其中湖南329億元 湖北384億元 江西377億元 鄱陽湖區(qū)受災面積達44 08萬公頃 受災人口103 9萬人 湖北省長江干流844 2千米的河段內 潰口和蓄洪堤垸的土地面積達932平方千米 受災人口44 6萬人 受災耕地面積5 93萬公頃 洪澇災害的圖片 人類對大自然的每一次勝利 自然界都報復了我們 恩格斯 1998年夏長江汛期流量總體上小于1954年 但1998年長江中下游洪水位大大超過了1954年的水位 看下圖洞庭湖的變化 分析其成因及其影響 災害的發(fā)生與人類的關系 多年來 由于盲目開墾砍伐 使植被大面積喪失 造成水土流失 江河泥沙淤積 河床抬高 50年代初 長江流域的水土流失面積已達29萬平方公里 到了90年代 已升至56萬平方公里 四十年來水土流失面積增加了近一倍 年土壤侵蝕量24億噸 其中上游地區(qū)水土流失面積35萬平方公里 年土壤侵蝕量16億噸 水土流失在中下游造成更多的 懸河 懸湖 目前長江的荊江河段河床已高出兩岸8米 黃河下游河床已高出河岸4 12米 這兩處河段 事實上已成為 懸河 一旦河堤決口 后果將不堪設想 洪澇災害的發(fā)生與人類不合理的生產(chǎn)活動破壞了自然環(huán)境有重要的關系 與此同時 由于人為的圍湖造田 加之上游挾帶的泥沙淤積 致使湖面急劇萎縮 調蓄能力大幅下降 如洞庭湖50年代處面積為4300平方公里 現(xiàn)在僅為2600平方公里 湖面縮小了2 5 調蓄水量也由原來的293億立方米 下降到現(xiàn)在的178億立方米 減小了110多億立方米 又如鄱陽湖1954年面積為5000多平方公里 現(xiàn)僅為3900平方公里 湖面縮小了1 5以上 據(jù)不完全統(tǒng)計 50年代后 長江中下游湖泊面積消失了45 損失蓄水容積560多億立方米 二 洞庭湖洪澇災害的基本原因 1 地貌背景 特有的地形結構西北向東南傾斜的蝶形盆地本區(qū)暴雨徑流匯集 湖南四水洪峰集中匯合 長江三口匯流 2 洞庭湖區(qū)特大洪澇對厄爾尼諾的響應機制 厄爾尼諾 ElNino 是指赤道東 中部太平洋海水溫度異常升高的一種自然現(xiàn)象 它的發(fā)生會在全球引起一系列大氣環(huán)流和天氣的異常 湖區(qū)特大洪澇災害也與之關系密切 湖區(qū)特大洪澇災害80 發(fā)生在厄爾尼諾次年 1960年以來的厄爾尼諾年為 1963 1965 1969 1979 1982 1983 1986 1987 1991 1992 1993 1994 1995 1996 1998年 同期 湖區(qū)發(fā)生特大洪澇災害的年份有1964 1966 1969 1970 1973 1977 1980 1983 1988 1991 1993 1995 1996 1998 1999年 二者對應分析可知 湖區(qū)特大洪澇災害80 發(fā)生在厄爾尼諾次年 特大洪澇災害與厄爾尼諾的響應機制 厄爾尼諾次年副高強度增強 位置偏西北 特大洪澇災害與厄爾尼諾的可能響應機制是 西太平洋副熱帶高壓 簡稱 副高 的強弱和進退是湖南季風降水的關鍵因素 在厄爾尼諾次年湖區(qū)出現(xiàn)洪澇 與500hPa上副高在強度和位置方面發(fā)生較明顯的變化有關 在厄爾尼諾次年4 9月副高強度都比厄爾尼諾年有所增強 面積指數(shù)和強度 1 在厄爾尼諾次年4 9月副高強度都比厄爾尼諾年有所增強 赤道東太平洋海溫與副高有密切聯(lián)系 副高變化落后海溫變化數(shù)月之久 由于赤道海溫 SST 最大正距平出現(xiàn)時間一般為冬季 故副高變化應以次年汛期較為顯著 統(tǒng)計500hPa環(huán)流特征量資料發(fā)現(xiàn) 在厄爾尼諾次年4 9月各月的副高面積指數(shù)平均值均大于厄爾尼諾年 圖2 前者副高面積指數(shù)的總平均值為19 3 而后者僅17 0 副高強度指數(shù)的情況與此類似 圖2厄爾尼諾年與次年4 9月副高平均面積指數(shù)比較 厄爾尼諾次年 厄爾尼諾年 厄爾尼諾次年4 7月間副高脊線平均位置比厄爾尼諾年偏西北 2 在厄爾尼諾次年4 7月間各月副高的平均西伸脊點位置 E 均比厄爾尼諾年偏西 而且這4個月中平均每月偏西約7個經(jīng)度 此外 在厄爾尼諾次年4 5月副高脊線平均位置比厄爾尼諾年偏北 前者的平均值為17 N 后者則為15 N 厄爾尼諾次年副高的特征導致汛期降水量的增加 厄爾尼諾次年副高的上述特征 有利于汛期降水量的增加 因為它不僅為降水提供了充沛的水汽來源 而且使雨帶的移速減慢 降水強度加大 為產(chǎn)生特大暴雨和連續(xù)暴雨提供了必要的條件 例如1954年 厄爾尼諾次年 4 5月的副高強度比常年同期偏強 脊線停留在18 22 N 并持續(xù)穩(wěn)定達3個半月 同時副高平均西伸脊點位置在6月份明顯偏西 為100 E 而歷年同期平均位置在118 7 E 即偏西了18 7個經(jīng)度 該年副高第一次季節(jié)性北跳推遲 汛期降水量增加 釀成特大洪災 雨季結束日期上也存在差異 厄爾尼諾次年易為大水年 此外 由于厄爾尼諾次年與厄爾尼諾年在副高的強度和位置上存在差異 因而使二者在雨季結束日期上也存在差異 以岳陽站為例 統(tǒng)計厄爾尼諾及其次年的雨季結束日期 結果發(fā)現(xiàn)前者的日期大致為7月9日 而后者則為8月5日 前后相差近1個月 故前者易為非大水年 而后者易為大水年 1997 1998年厄爾尼諾事件是130年來最強的一次 無論從厄爾尼諾持續(xù)時間 還是Nino區(qū)海溫正距平超過3 的月數(shù)及海溫正距平的極值 均以1997 1998最強 此次厄爾尼諾事件始于1997年春夏之交 一直延續(xù)至1998年初夏 作為本世紀最強厄爾尼諾事件 是造成1998年湖區(qū)特大洪澇災害的重要原因之一 使城陵磯水位創(chuàng)下35 94m的歷史最高紀錄 表1 3洞庭湖區(qū)特大洪澇年大氣環(huán)流特征 查閱1951 1990年中湖區(qū)的9年特大洪澇年汛期500hPa圖和汛期各月環(huán)流特征資料 初步得出湖區(qū)特大洪澇年的環(huán)流形勢有以下共同特征 1 西太平洋副高 時間和強度 在特大洪澇年汛期 位于110 120 E的西太平洋副高脊線位置都穩(wěn)定處于19 24 N之間 且越過24 N的時間大致與城陵磯年最高水位出現(xiàn)時間相吻合 這就表明 此時長江流域一帶 本文中主要指湖區(qū) 四水流域和上游東部地區(qū) 正處于副高的西北邊緣 盛行西南氣流 因此對上游地區(qū)可提供充足的水汽和強烈輻合的上升氣流 有利于強降水的產(chǎn)生 各類洪澇時間長短不同反映在副高脊線穩(wěn)定維持19 24 N時間的長短也各有差異 一般穩(wěn)定維持20天至一個月 而長者達一個月以上 副高脊線在19 24 N范圍內 副高愈強 對長江中上游地區(qū)形成降水愈有利 1998年副高是近40多年來最強的年份之一 初夏副高位置比正常偏南 主要雨帶位置也偏南 7月初以來 副高位置偏北 受副高控制 南方出現(xiàn)了10多天的高溫天氣 隨后 由于副高南退和冷空氣的共同影響 長江中下游地區(qū)又出現(xiàn)較強降雨過程 2 西風帶形勢穩(wěn)定 湖南汛期的強降水過程大多數(shù)與西風帶有關 即西風帶低槽輸送冷空氣造成大雨和暴雨 在建國后特大洪澇年汛期500hPa高度圖上 西風帶環(huán)流具有以下共同特點 在50 N至70 N的地區(qū)存在穩(wěn)定的阻塞高壓或高壓脊 南支西風位置比歷年偏南 大致在30 N至35 N附近 因而東亞西風帶內不斷有短波槽向東傳播 造成一股股冷空氣不斷南下進入長江流域 與北上的西南暖濕氣流交綏 形成一穩(wěn)定的鋒面 產(chǎn)生持續(xù)的 較大范圍的強降水過程 3 印度低壓偏強并持續(xù)穩(wěn)定 各特大洪澇年汛期500hPa高度圖上環(huán)流形勢的另一特點是 印度低壓偏強并持續(xù)穩(wěn)定 由于這個低壓的存在 使其東側的西南氣流與副高西側的西南氣流匯合 將孟加拉灣的充沛水汽源源不斷地向長江流域輸送 為持續(xù)性降水和暴雨的產(chǎn)生提供了充足的水汽條件 綜上所述 湖區(qū)特大洪澇年汛期環(huán)流形勢總的特征是形成了既有利于冷空氣南下又有利于暖濕氣流北上 并使冷暖氣流交綏于長江中上游地區(qū)的氣壓場配置以及上述形勢穩(wěn)定的存在 4洞庭湖區(qū)洪澇區(qū)域聯(lián)系機制 1 概念模型 洞庭湖區(qū)洪澇災害是在人為驅動力和自然驅動力共同作用下不斷演變而成 人為驅動力在于人口增長壓力和短期經(jīng)濟利益驅動下的筑堤 圍垸 墾殖 自然驅動力在于三口 四水來水來沙導致的淤塞河湖 洲灘浮漲 從而造成洪水威脅和災害 二者相互作用而彼此加強 一方面使人口和財產(chǎn)向高洪澇風險區(qū)推進 另一方面 使蓄水空間 面積和容積 縮小 洪水位抬升 湖 堤 高垸低 洪澇威脅加劇 從而使洪澇危害加劇 災害損失嚴重 圖3 據(jù)1956 1995年資料統(tǒng)計 洞庭湖多年平均入湖沙量1 621 108t 來自四口 三口 的沙量占81 3 多年平均出湖沙量0 433 108t 即年平均淤積量1 188 108t 或0 849 108m3 占入湖沙量的73 3 沙淤成洲 為人類圍墾提供了條件 而過度圍墾則必然導致湖面加速萎縮 湖容減小 調蓄能力下降 汛期水位抬高 洪澇日趨頻繁 災害加重 據(jù)統(tǒng)計 洞庭湖天然湖泊面積 1825年為6000km2 1949年4350km2 1995年為2625km2 湖容量由1949年的293 108m3縮減至1995年的167 108m3 縮小了43 這樣必使洞庭湖的吞吐能力降低 調蓄作用減弱 1956 1966年與1981 1995年兩時段對比 總入湖水量由2872 108m3下降到2347 108m3 總出湖水3157 108m3下降到2634 108m3 1991年與1954年對比 西洞庭湖石龜山至蒿子港洪道平均淤高3m 行洪能力減少33 3 入南洞庭湖的南嘴洪道 平均淤高2 51m 行洪能力減少25 8 東洞庭湖入長江的出流斷面減少2700m2 2 定量模式 洞庭湖承納四水 吞吐長江 湖區(qū)自身面積廣闊 這就決定了湖區(qū)洪澇的發(fā)生具有廣泛的地區(qū)關聯(lián)性 湖區(qū)的洪水除來自本區(qū)的降水外 還有來自湘 資 沅 澧四水流域和湖區(qū)以上的長江流域 簡稱上游地區(qū) 的降水 上游地區(qū)范圍廣大 區(qū)內降水系統(tǒng)和降水狀況差異大 特別是106 E為界的東西兩部分差異更明顯 于是以此為界分為上游東部區(qū)和上游西部區(qū) 這樣與湖區(qū)洪澇關聯(lián)的地區(qū)有湖區(qū) 四水流域 上游東部區(qū) 上游西部區(qū)4個區(qū)域 在這4個區(qū)域內 選取17代表站 湖區(qū)3個站 常德 岳陽 益陽 四水流域4個站 長沙 安化 沅陵 慈利 上游東部區(qū)5個站 重慶 彭水 恩施 奉節(jié) 宜昌 上游西部區(qū)5個站 雅安 樂山 成都 宜賓 南充 經(jīng)綜合分析 確定上述4個區(qū)域中 若有2個以上區(qū)域各有2個以上測站在相隔3天內同時有大雨或暴雨出現(xiàn) 則定為一次大范圍的強降水過程 運用多元回歸分析定量給出湖區(qū)洪澇發(fā)生的地區(qū)關聯(lián)性機制 城陵磯水位是衡量湖區(qū)洪澇災害的合理指標 運用多元回歸分析定量地給出了湖區(qū)洪澇發(fā)生的地區(qū)關聯(lián)性機制 y 19 429 0 32011x1 0 00329x2 0 00388x3 0 00828x4 0 00425x5上式中y為歷年 1952 1985 城陵磯年最高水位 m x1為汛期內長江中上游大范圍內強降水過程前一天城陵磯水位 m x2 x3 x4 x5分別為湖區(qū) 四水流域 上游東部區(qū) 上游西部區(qū)等4個區(qū)域在該次強降水過程的第一天起至以后20天各代表站降水量總和的平均值 mm 對上式進行F檢驗 F 7 73 F 27 5 0 01 3 78 因此回歸方程有意義 并經(jīng)實踐檢驗 預測精度高 因此可用于湖區(qū)洪澇預測 結論 洞庭湖區(qū)洪澇災害的形成是自然驅動力與人為驅動力綜合作用的結果 洪澇災害的發(fā)生與厄爾尼諾事件有很好的對應關系 其內在機制是厄爾尼諾事件所導致的全球氣候異常 而大氣環(huán)流的異常是洪澇發(fā)生的根本原因 主要表現(xiàn)在特大洪澇年汛期 位于110 120 E的西太平洋副高脊線位置都穩(wěn)定處于19 24 N之間 且越過24 N的時間大致與城陵磯年最高水位出現(xiàn)時間相吻合 西風帶形勢穩(wěn)定 印度低壓偏強并持續(xù)穩(wěn)定 洞庭湖區(qū)洪澇與湖區(qū) 四水流域 長江上游東部區(qū)和西部區(qū)等廣泛地域的降水密切相關 汛期在這四個區(qū)域第一次大范圍的強降水過程以后20天各代表站降水量總和的平均值對洞庭湖的洪澇預測具有決定性意 三 防洪減災對策 1 退耕還林 保持水土 緩解泥沙淤積2 平垸行洪 雙退垸 退田還湖 提高蓄洪能力3 加固干堤 疏浚河湖 提高行洪能力 退田還湖 水利部門關于洞庭湖區(qū)的防洪規(guī)劃 沿湖選擇了6個蓄滯洪垸 即創(chuàng)業(yè)垸 目平湖垸 共雙茶垸 錢糧湖垸 民主垸 城西垸和大通湖東垸 并對上述蓄滯洪垸 模型設計了8種方案 依據(jù)1998年洪水進行洞庭湖的退田還湖洪水效應評估 即 1 創(chuàng)業(yè)垸全退 2 共雙茶垸全退 3 錢糧湖垸和大通湖東垸全退 4 民主垸全退 5 城西垸全退 6 共雙茶垸 錢糧湖垸和大通湖東垸全退 7 創(chuàng)業(yè)垸 共雙茶垸 錢糧湖垸和大通湖東垸全退 8 上述6個堤垸全退 如圖 洞庭湖退田還湖堤垸位置示意圖 洞庭湖區(qū)的共雙茶 錢糧湖垸 大通湖東垸全部退田還湖 防洪減災效果佳 根據(jù)1998年洪水后制定的洞庭湖區(qū)退田還湖防洪方案 城陵磯附近是長江中游地區(qū)防洪的焦點 洞庭湖區(qū)共雙茶 錢糧湖垸 大通湖東垸3個蓄滯洪區(qū) 是三峽工程建成后實行退田還湖的重點垸 模擬結果顯示 洞庭湖區(qū)的共雙茶 錢糧湖垸 大通湖東垸全部退田還湖 恢復湖泊濕地的自然面貌 最高可降低洞庭湖及城陵磯至螺山段江湖洪水位0 50 0 60m 監(jiān)利 城陵磯段長江洪水位0 30 0 55m 對監(jiān)利上游的長江洪水位影響較小 最大不超過0 10m 即使模型選擇的洞庭湖區(qū)6個蓄滯洪垸全部退田還湖 最高可降低洞庭湖及城陵磯至螺山段江湖洪水位0 85 0 90m 監(jiān)利 城陵磯段長江洪水位0 50 0 90m 可見 退田還湖對緩解洞庭湖區(qū)愈演愈烈的江湖洪水威脅 是非常重要的 其效果也是非常明顯的