1、中国湖泊的空间分布与演化的基本分析我 国 湖 泊 众 多 ， 据 统 计 ， 全 国 现 有 大 于 2.0km2 的 天 然 湖 泊 2390 个 ， 总 面 积 达70543.9 km2； 大 于 1.0km2 的 天 然 湖 泊 2759 个 ， 总 面 积 达 91 019.63 km2。 我 国 幅 员 辽 阔 ，由 于 区 域 自 然 地 理 环 境 的 差 异 ， 以 及 成 因 和 发 展 演 化 阶 段 的 不 同 ， 湖 泊 显 示 出 不 同 的 区域 特 点 和 具 有 多 种 多 样 的 类 型 ： 既 有 世 界 上 海 拔 最 高 的 湖 泊 ， 也 有 位 于
2、海 平 面 以 下 的 湖泊 ， 既 有 众 多 的 浅 水 湖 ， 也 不 乏 具 有 稳 定 温 度 层 结 的 深 水 湖 ； 既 有 吞 吐 湖 ， 也 有 闭 流 湖 ；既 有 淡 水 湖 ， 也 有 咸 水 湖 和 盐 湖 等 等 。我 国 地 貌 以 山 地 和 高 原 为 主 体 ， 形 成 巨 大 的 地 形 阶 梯 ， 这 种 地 貌 特 征 及 其 诱 导 的 东亚 季 风 和 南 亚 季 风 气 候 ， 决 定 了 我 国 湖 泊 在 空 间 分 布 上 ， 显 示 出 具 有 区 域 特 色 的 成 层 格局 。 按 照 地 貌 和 气 候 特 征 差 异 ， 我 国
3、 的 湖 泊 分 为 五 大 湖 群 ， 即 青 藏 高 原 、 蒙 新 高 原 、 云贵 高 原 、 东 北 平 原 和 长 江 中 下 游 平 原 湖 群 。 分 布 在 青 藏 高 原 和 蒙 新 高 原 地 区 的 湖 泊 以 闭流 咸 水 湖 和 盐 湖 为 主 ， 表 现 出 大 陆 腹 地 非 季 风 气 候 区 的 环 境 特 点 。 云 贵 高 原 的 湖 泊 得 到西 南 季 风 带 来 降 水 的 补 给 ， 均 为 外 流 淡 水 湖 ， 但 因 湖 泊 均 位 于 大 的 断 裂 带 ， 是 大 河 水 系的 分 水 岭 地 带 ， 具 有 出 流 很 小 的 半 闭
4、 流 特 点 ， 盐 类 易 於 积 聚 ， 其 矿 化 度 明 显 超 过 东 部 平原 地 区 的 湖 泊 。 长 江 中 下 游 平 原 、 黄 淮 海 平 原 、 松 嫩 平 原 等 地 区 的 湖 泊 位 于 东 亚 季 风 盛行 区 ， 降 水 丰 沛 ， 湖 泊 、 河 流 关 系 密 切 ， 多 为 淡 水 湖 ， 但 受 人 为 活 动 影 响 明 显 ， 处 于 不同 程 度 的 富 营 养 化 过 程 之 中 。 青 藏 高 原 、 长 江 中 下 游 平 原 是 我 国 湖 泊 分 布 最 密 集 的 地 区 ，大 小 湖 泊 星 罗 棋 布 ， 从 而 形 成 东 、
5、 西 相 对 的 两 大 稠 密 湖 群 区 ， 显 示 出 我 国 湖 泊 深 受 构 造 、气 候 控 制 的 区 域 分 布 特 色 。一 、 青 藏 高 原 湖 泊1、 概 况青藏高原在自然地理上除青海和西藏外，还应包括四川、云南和新疆等省或自治区的一部分地区，但为湖泊分区研究方便起见，青藏高原地区湖泊一般系指行政区划上属于青海省和西藏自治区辖境内的大小湖泊。据统计，面积在1.0km 2以上的湖泊（包括干盐湖）共1091个，合计湖泊总面积44993.3km 2，约占全国湖泊总面积的49.6，其中，面积大于10.0km2的湖泊有346个（青海省84个、西藏自治区262个） ，合计面积42
6、816.1km 2，占本区湖泊总面积的95.2。青藏高原素有“世界屋脊”之称，是地球上海拔最高、数量最多、面积最大的高原湖群区，也是我国湖泊分布密度最大，且与东部平原湖区遥相呼应的两大稠密湖群区之一。青藏高原气候严寒而干旱，冬季湖泊冰封期较长，降水稀少，夏季的冰雪融水是湖泊补给的主要形式，湖泊水情虽有季节性变化，但水位变幅一般普遍较小，年内变幅一般不超过50cm。湖泊成因类型复杂多样，但其大多是发育在一些和山脉平行的山间盆地或巨形谷地之中，其中大中型的湖泊如纳木错、色林错、玛旁雍错等都是由构造作用所形成，湖盆陡峭，湖水较深，且湖泊的分布与纬向、经向构造带相吻合，只有一些中、小型湖泊分布在丛山峻
7、岭的峡谷区，属冰川湖或堰塞湖类型。湖泊深居高原腹地，湖泊多是内陆河流的尾闾和汇水中心，以内陆咸水湖和盐湖湖为主，但在黄河、雅鲁藏布江、长江水系的河源区，由于晚近地质时期河流溯源侵蚀与切割，仍有少数外流淡水湖存在，如黄河源的扎陵湖、鄂陵湖，即是本区内两大著名淡水湖。但总体上，青藏高原地区湖泊的湖水矿化度，具有自南向北增加的趋势，如西藏南部地区的湖泊，湖水矿化度多在16g/L之间，向北至西藏中部或藏北南部，湖水矿化度增至50130g/L，再北至西藏北部，湖水矿化度进一步增高到200g/L左右，及至柴达木盆地，湖水矿化度已升高到300g/L以上。2、区域暖干化趋势显著，湖泊普遍呈现退缩状态青藏高原地
8、区作为地球的第三极，具有敏感响应全球气候变化的特点，而湖泊作为其流域物质能量的“汇” ，对区域环境的变化，特别是区域气候的变化十分敏感，如补给系数为100的湖泊，流域降水量减少或蒸发量增加1mm，可能导致湖泊水位下降0.1m。据长江源区沱沱河沿、曲麻莱和玉树州的气象资料，近 20 年来年平均气温（在统计平均意义下）以每年 0.046 度的速率上升（全球的平均值约为每年 0.01 度） ，其中 4 月和 5月上升速率高达每年 0.084 度；而年降水量以每年 3.46 毫米的速率下降，年蒸发量则以每年 6.15 毫米的速率增加。在区域暖干化变化的气候背景下，湖水入不敷出，湖泊干化现象显著，多处于
9、萎缩状态，往往滨岸区残留有多级古湖岸砂堤，湖泊退缩现象清晰可见。如区内最大的湖泊青海湖，水位从 1956 年的 3196.94m 变为 1988 年的 3193.55m，共下降了 3.35m，湖面积减少了301.6km2，随着水位下降，湖面萎缩，湖水矿化度也相应明显增加，1962 年矿化度为12.490g/L，而 1986 年已达 14.152g/L。并且，原为湖中岛屿的鸟岛和海西山，于 1978 年和陆地连成一片，现在岛上栖息的候鸟不足 60 年代的 1/5。据有关研究，青海湖每年入湖的地表、地下径流量为 36.28108m3，而其流域内的工农业用水量仅 1.0108m3左右，其收缩和变浅的
10、 80以上是因气候变化所致。其它，如面积约 600 平方公里的米提江占木错，现已解体并萎缩成 4 个串珠状湖泊，湖水明显咸化；乌兰乌拉湖现已分离为 5 个小湖泊，并发育了多级湖滨阶地；雀莫错湖水现已减少了近二分之一；苟仁错在 60 年代为一咸水湖，到 80 年代发展成为盐湖，面积 23.5平方公里，现已近干涸变为干盐湖；乃日平错湖泊退缩痕迹随处可见，残留湖成长条状平行岸线分布，自第四纪大湖面时期以来，湖泊水位下降了近 20m，面积缩小了近 1.5 倍；万泉错沿湖岸分布有多条古湖岸砂堤，湖面下降了 48m，面积缩小了近 10 倍，现存滨岸带面积 2.0km2以下的残留小湖有 27 个之多；心湖南
11、、北滨岸带各分布有 1 条古湖岸砂堤，海拔 4840m，湖面下降了近 34m，面积缩小了近 4 倍；仓木错湖周退缩痕迹非常明显，湖泊东岸的最高一道古湖岸砂堤，高出现湖面达 97m，沿半山腰等高延伸，保存完好，十分清晰，并在这个相同的高度上，湖蚀洞穴多处可见；龙木错湖滨沿岸带分布有古湖岸砂堤 70条之多，特别是湖泊东部滨岸带多达 100 余条，最高湖岸线高程高出现湖泊水面达150160m 等。 另外，大量无名小湖退缩、咸化和干涸，如位于沱沱河北岸（沱沱河沿附近）的无名小湖已经干涸；位于二道沟附近的无名小湖明显退缩，湖水含盐量46.619g/L，已是盐湖；位于不冻泉至曲麻莱途中的无名小湖，湖岸退缩
12、 100m 以上，湖水含盐量高达 102.423g/L 等。青藏高原地区人烟稀少，湖泊退缩变化多系自然原因，但个别湖泊，特别是通江的淡水湖泊仍有受到人类活动影响的因素。如羊卓雍错北距雅鲁藏布江8.010.0km，其间以甘巴拉山相隔，与其周围的沉错、巴纠错、哲古错和普莫雍错等组成了藏南最大的内陆湖群。盆地外围高山环绕，山体海拔在5000m以上，湖泊水能资源丰富，与雅鲁藏布之间水位落差达840.0m。现已实施通过缩小湖泊面积、减少水面蒸发量，而获得的水量进行发电的工程。即通过降低湖泊水位10.5m提供的55.010 8m3水量发电，装机容量1210 4kw，最大引用湖水量18.0m 3/s，并以因
13、湖泊水位下降，湖面退缩所减少的约50.010 8m3蒸发量寻求新的平衡，届时湖泊将因人为影响而显著退缩。另一方面，在区域气温不断升高，冰川消融退缩的背景下，夏季河流的冰川水量补给增加，导致通江或依赖冰川补给的湖泊扩张、淡化。据直门达水文站流量资料，通天河610 月的平均流量却以每年 7.05m3/s（统计平均意义下）的速率增加，如1960、1970、1980、1990 和 1999 年 610 月的平均流量分别为 417.5、462.5、469、539和 713.5 m3/s。如位于可可西里的库赛湖虽然历史时期存在退缩现象，但近期由于受到昆仑山冰川补给增加，湖泊明显淡化和扩张，湖水含盐量由 2
14、0 世纪 70 年代中期的 28.54 g/L 下降到 2000 年的 21.52g/L，下降了 7.02 g/L，其湖水淡化趋势是非常明显的；又如位于沱沱河北岸（沱沱河沿附近）的雅西错，由于沱沱河夏季水量增加、水位抬升，河水倒灌入湖，导致湖泊面积明显扩张，其湖泊扩张造成的湖水侵蚀湖岸现象清晰可见，湖水含盐量 1.80 g/L，与沱沱河河水的含盐量相近。无论湖泊是退缩还是扩张，均是其对区域环境变化的响应，反过来它将会对区域环境带来深刻的反馈作用。湖泊退缩将导致区域水汽补给通量减少，沙化和荒漠化面积增加，干旱化趋势加速；湖泊扩张将造成冰川融冰水源补给因蒸发水面扩大、蒸发量增加而丧失更多的水汽。在
15、区域暖干化趋势得不到缓解的情况下，青藏高原湖泊的这种演变趋势仍将会进一步发展，这也是该区湖泊生态环境演变的典型特征。二、 蒙新高原湖泊1、概况蒙新高原湖泊系指在行政区划上属于我国内蒙古自治区、山西省、陕西省、甘肃省和新疆维吾尔自治区等5省、自治区的湖泊。该地区面积大于1.0km 2湖泊约有772个，总面积19700.3km2，约占全国湖泊总面积的21.5；其中大于10.0km 2的湖泊107个，合计湖泊总面积18059.43km 2。蒙新高原地区地貌以波状起伏的高原成山地与盆地相间分布的地形结构为特征，河流和潜水向洼地中心汇聚，一些大中型湖泊往往成为内陆盆地水系的尾闾和最后归宿地，发育成众多的
16、内陆湖，只有个别湖泊如额尔齐斯河上游的哈纳斯湖、黄河河套地区的乌梁素海等为外流湖。2、湖泊萎缩、水质咸化本区地处我国内陆，属干旱、半干旱气候区，降水稀少，年降水量一般在400mm以下，多数低于250mm；地表径流补给不丰，蒸发强度较大，年蒸发量达20003000mm，湖水因不断被浓缩而多发育成咸水湖或盐湖，淡水湖分布较少。其中，鄂尔多斯高原、准噶尔盆地和塔里木盆地，咸水湖和盐湖分布相对集中。沙漠广袤，在沙漠区边缘地带多有风成湖分布，是本区湖泊的又一显著特色。这些湖泊多是面积很小的小型湖泊，湖水浅，湖泊的径流补给以地下潜水形式为主，一遇沙暴侵袭，湖泊即可迅速被流沙所湮埋而消亡。据初步统计，蒙新地
17、区湖泊总储水量71210 8m3，其中淡水储量22.510 8m3。因此，对于水资源匮乏的干旱、半干旱地区，湖泊咸化在水循环中的地位突出。从成因上看，咸水湖或盐湖都是由淡水湖长期演变而成。内陆封闭型湖泊由于没有出流，入湖径流中所携之盐分便在湖盆中不断积聚，湖水中的盐分浓度逐步增高，总体上则必然呈现由淡水湖至咸水湖，最终至盐湖、干盐湖的演变规律。博斯腾湖原是蒙新高原上面积最大的淡水湖泊，被誉为新疆大地上的“明珠” ，但湖泊水位由 1956 年的 1048.34m 下降到 1988 年的 1045.21m，32 年中湖水位下降了 3.13m。湖水矿化度由 0.38g/L 增加到 1.87g/L，从
18、新疆最大的淡水湖变为微咸水湖。其它的如：艾比湖 1950 年湖泊面积 1070km2，1987 年缩小至 500km2，湖水矿化度升高至 116g/L。艾丁湖在吐鲁番盆地的最低洼处，湖面海拔为-154m，是我国湖面海拔最低的湖泊。20 世纪 50年代初，艾丁湖面积达 124.0km2，60 年代中期尚有 23.0km2，80 年代中后期湖泊水面仅剩5.0km2，湖水含盐量高达 200g/kg，接近消亡。玛纳斯湖 1957 年湖泊面积约 550km2，60 年代后期干涸。岱海 20 世纪 60 年代末以来水位持续下降，19701995 年的 25 年中下降3.85m，湖泊面积也由 160km2缩
19、小到 109km2。居延海是我国历史上著名的游移湖泊，后分为东居延海和西居延海，1958 年航片显示东居延海面积 35.5km2，西居延海面积 267km2。此后，1961 年西居延海完全干涸，东居延海也出现过数次干涸现象，1994 年又一次干涸，直至现在仍然处于干涸状态。从湖泊自然演化过程上看，影响湖水矿化度或含盐量的因素主要是入湖盐分和湖泊水量的变化。封闭型湖泊由淡水湖演变为咸水湖或盐湖，需要经历相当长的时间，少则几千年、多则有上万年的历史。可见，湖水总盐分的增加是一个非常缓慢的过程。以岱海为例，测得入湖地表水和地下水的矿化度在300400mg/L之间，岱海的年平均入湖径流量是0.7810
20、8m3（19551995年） ，而据1996年7月的调查，湖水矿化度4.25g/L，相应的湖水储量为7.6610 8m3，每年通过地表、地下径流进入岱海盐分不到其总含盐量的1，这种量级对湖水矿化度的短期变化是没有多大影响的。但强烈地人类活动，也可能出现入湖盐量大幅增加使湖水迅速咸化的情况，如为治理土壤盐渍化而进行的灌溉洗盐即是一例，湖泊集水域过量截取径流，致使入湖水量锐减，导致湖泊萎缩，湖水含盐量因湖水浓缩而升高。另一方面，湖泊的跨流域调水增加入湖径流量，使得湖泊水面扩张，湖水含盐量则因入湖低矿化度的径流稀释而淡化，但蒙新高原湖泊集水域过量截流的人类活动，导致湖泊萎缩咸化是主要趋势。三、云贵高
21、原湖泊1、概况云贵高原湖泊是指云南省、贵州省和四川省辖境内的大小湖泊。云贵高原地区是我国五大湖区中湖泊数量最少的湖区，面积大于1.0km 2的湖泊共计60个，合计面积1 199.4km2，约占全国湖泊总面积的1.3。其中面积大于10.0km 2的湖泊仅13个，合计面积1088.2km2，占本区湖泊面积的90.8（图2） 。该区是我国断裂构造湖泊最发育，形态也最典型地区。自上新世晚期以来新构造运动强烈，地貌结构由广泛的夷平面、高山深谷和盆地等交错分布而构成，故湖泊的空间分布格局深受构造与水系的控制。区内一些大的湖泊都分布在断裂带或各大水系的分水岭地带，如滇池位于金沙江支流普渡河上游和南盘江源头，
22、抚仙湖和洱海分别位于南盘江的源头及红河与漾濞江的分水岭地带。湖泊一般具有水深岸陡的形态特征，如抚仙湖最大水深155m，平均水深87.0m，是我国目前已知的第二深水湖泊，其它如泸沽湖、阳宗海、洱海、程海等的平均水深也都在10.0m以上。2、湖泊生态系统脆弱风光秀美，景色宜人，但生态系统脆弱是云贵高原地区湖泊的重要特点。云贵高原地区湖泊因其多是构造湖成因，滨湖山丘环绕，湖岸陡峭，深水逼岸，湖泊滩地均不甚发育，沿岸带缺乏我国东部平原，特别是江淮地区湖泊具有自陆地至湖泊开敞水体那种结构分明、层次清晰的湿地景观。湖泊环境除少数湖泊外，总体上尚处于良好状态。因此，云贵高原地区湖泊大多具有风光秀丽，山色宜人
23、的景观面貌。在大湖中最具典型的当首推抚仙湖，它是区内面积居三，蓄水量最大的深水湖泊，湖水透明度7.08.0m，最大可达12.5m，属贫营养类型，清澈碧蓝，是我国目前最清澈的湖泊之一。湖区盆地从边缘向湖面，依次分布构造剥蚀中山（高于200m） 、低山（100200m） 、丘陵（低于100m）和堆积平原。构成本区山地的地层复杂，石灰岩、白云岩山地在滨湖广泛分布，继而形成了景色宜人的湖区秀丽风光。如湖泊西部尖山和毕架山的断层崖直立湖边，经流水切割和溶蚀作用，发育有石芽、落水洞、岩溶泉和地下暗河等溶蚀地貌景观；湖区北、东和南部分布着沙砾岩和紫红色砂页岩山地，因其岩性较软，山体切割破碎，沟谷发育，峰峦林
24、立。另外，湖中的孤山岛，又名嬴海山，远望如一巨艇浮于水面，其上果木森然，花草深茂，石怪崖奇，风光极美。元明时有亭阁殿堂等建筑和一个九丈十三层的大铜塔，而成为一方胜地，当时曾有弄珠崖、柯坪、襟海亭、鱼乐园、振衣岗、虹饮桥、雄文阁、隔日坊、龟极峰、观生台十景，堪称蓬莱仙境，曾是滇中南一带的旅游胜地。而由群湖相映成趣的湖群则是九寨沟海子群，它位于四川省南坪县境，岷山南段尕尔纳峰北麓、嘉陵江支流白水江源头之一，因有九个藏族村寨而得名。九寨沟融众多湖泊、瀑布、钙华滩、雪山、原始森林以及丰富的物种和民俗风情为一体，被列为国家级自然保护区和联合国世界遗产公约批准的全人类风景名胜自然遗产之一。保护区面积720
25、.0km 2，其中原始森林20.0km 2；大小湖泊114个，总面积3.5km 2以上。九寨沟原始森林中至今仍保存有独叶草、星叶草和箭竹等，白垩纪末至第三纪初的孑遗植物和10余种国家类保护树种，以及数十种中国特有珍贵树种、灌木与草木植物。另外，湖中还生长仅九寨沟特有的水生植物43种，以及林间10余种属于国家、类保护的濒危物种等，构成我国重要的生物资源宝库。其它如洱海、泸沽湖、阳宗海、邛海等湖泊，均风光优美、景色宜人，可谓天地之造化，苍穹之璀璨明珠。云贵高原地区湖泊, 因其主要得到西南季风带来降水的补给，均为外流淡水湖，但因湖泊均位于大的断裂带，是大河水系的分水岭地带，具有出流很小的半闭流特点，
26、换水周期较长，输入湖泊的盐类及其它物质容易在湖泊中积聚。如抚仙湖的换水周期166.9a、泸沽湖38.4a、马湖6.8a，滇池、洱海的换水周期也均在在3.0a以上，而且湖泊沿岸深水逼岸，湿地生态系统分布范围较小，甚至缺乏，致使湖泊自我调节能力较低，净化功能相对较弱，湖泊的生态系统脆弱，一旦遭到破坏很难恢复，例如滇池的不当利用所引起的富营养化问题是个值得重视的教训。四、东北平原湖泊1、概况东北平原地区湖泊系指黑龙江省、吉林省和辽宁省辖境内的大小湖泊。据统计，东北平原地区面积大于1.0km 2的湖泊有140个，总面积3955.3km 2，约占全国湖泊总面积的4.4。其中面积大于10.0km 2的湖泊
27、52个，合计面积3705.7km 2，占本区湖泊总面积的93.7。东北地区，三面环山，中间为松嫩平原和三江平原，在平原地区分布的大片湖沼湿地中，发育有大小不一的湖泊。湖泊成因多与近期地壳沉陷、地势低洼、排水不畅和河流的摆动等因素有关，湖泊具有面积小、湖盆坡降平缓、现代沉积物深厚、湖水浅、矿化度较高等特点。分布于山区的湖泊，其成因多与火山活动关系密切，是本区湖泊的又一重要特色。如镜泊湖和五大连池均是典型的熔岩堰塞湖；前者是牡丹江上游河谷经熔岩堰塞而形成，为我国面积最大的堰塞湖；后者是19201921年间，由老黑山和火烧山喷出的玄武岩流，堵塞纳谟尔河的支流白河，并由石龙河所贯串的五个小湖。白头山天
28、池（中朝界湖）是经过数次熔岩喷发而形成的典型火口湖，也是我国第一深湖，最大水深373.0m。东北地处温带湿润、半湿润季风型大陆性气候区，夏短而温凉多雨，69 月的降水量约占全年降水量的 7080，汛期入湖水量颇丰，湖泊水位高涨；冬季寒冷多雪，湖泊水位低枯，且湖泊封冻期较长。因此，东北地区湖泊，除一部分山区湖泊外，平原湖泊大多具有湖、沼相伴而生，沼中有湖，湖边是沼的特点。从而，汛期是湖，枯期为沼，湖、沼难分。2、湖、沼生态系统明显退化湖沼水体是向周围输送水分的稳定水源，湖沼系统中的水除了来源于大气降水外，更多的来源是河流的定期泛滥。周期性的洪泛来水，使大量的水存储在湖沼系统中，既为生态用水输送水
29、分，又通过渗透作用补给地下水，并且通过蒸发调节区域局部小气候，减缓其周围温湿场的变化。但由于长期环境变化和人为影响，湖沼趋于浅型化，淡水湖沼趋向盐碱化，甚至演化成盐沼。如松嫩平原地区，由于人类活动的强烈干扰，特别是近一个世纪以来的强度开发，使区内湖沼系统受到明显冲击，57的湖沼受自然和人为作用影响而严重退化。目前，该区内的莫莫格、龙沼和月亮泡三大片盐沼面积约 114400km 2，面积大于 1.0km2的湖泡仅有112 个，面积约 858km2，两者总和约占土地总面积的 20，与历史时期相比(据估算约占48.8)泡沼已显著退缩，胁迫生态环境日趋恶化，土地退化、沙化、盐碱化十分严重。仅土地次生盐
30、碱化面积就以每年 1.01.4的速度增长。另外，区内的水利工程的建设也带来了许多负面效应，洪泛作用明显削弱，不仅影响了湖沼生态系统，而且影响了区域总体水量平衡，束水偏重，割裂了河-湖沼-盐沼一体的环境结构。三江平原面对人口和经济发展的双重压力，盲目开垦、环境污染已经造成的湖沼大范围丧失和功能退化，生物多样性降低，水质恶化，水旱灾害频繁、经济社会发展的环境基础弱化。1998 年夏季的长江、嫩江松花江流域发生的特大洪灾，其重要原因就是沿江河漫滩湖沼损失，流域洪水调蓄功能退化的结果。三江平原地区从 1949 年以来，三江平原经历了四次开荒高潮，垦殖率由 1949 年的 7.22上升到 1994 年的
31、 41.99，使湖沼的调蓄功能丧失，洪涝灾害的频率及危害增大。在 19491969 年的 21 年中，旱灾发生频率为23.8，涝灾的发生频率为 33.3，而 19701990 的 21 年间，旱、涝发生频率分别增至33.和 47.9。湖沼开垦也造成局部地区，湿度下降，动植物种属数量减少。水体污染，酷鱼滥捕，过渡捕捞，肆意滥捕产卵亲鱼和经济鱼类幼鱼，致使鱼类资源衰退，鱼产量下降。中小河流的鱼类资源比 20 世纪 70 年代减少 80以上，著名的挠力合红肚鲫鱼已濒临绝迹。五、长江中下游平原湖泊1、概况长江中下游平原湖泊，主要指分布于长江及淮河中下游、黄河及海河下游和大运河沿岸的大小湖泊。面积1.0
32、km 2以上的湖泊696 个，面积21 171.6 km2，约占全国湖泊总面积的23.3；其中面积在10.0 km2的湖泊138个，合计面积 19 587.5 km2；我国著名的5大淡水湖鄱阳湖、洞庭湖、太湖、洪泽湖和巢湖即位于本区，是我国湖泊分布密度最大的地区之一。其中，尤其是长江中下游平原及三角洲地区，水网交织，湖泊星罗棋布，呈现一派“水乡泽国”的自然景观。本区湖泊在成因上多与河流水系的演变有关，例如通过孢粉、硅藻、环境磁学、地球化学及粒度等环境指标分析，地处长江中游的江汉湖群及洞庭湖，系由长江及其支流汉江、湘、资、沅、澧等河流共同作用而形成；地处长江中下游间的龙感湖、黄大湖、泊湖等系长江
33、干流河床的南迁摆动而形成；位于淮河中下游地区的城东湖、瓦埠湖、南四湖、洪泽湖等系黄河南泛夺淮的结果。在长江三角洲及沿海平原地区的一些湖泊，如太湖、淀山湖以及由古射阳湖分化解体出来的蜈蚣湖、大纵湖、得胜湖等，其形成与发展除与河流水系演变有密切关系外，还与海涂的发育及海岸线的变迁有着直接的联系。濒临海洋，气候温暖湿润，水热条件优越，水系发达，湖泊的水源补给较丰。河湖关系密切，湖泊普遍具调蓄江河作用。但在季风气候支配下，降水分配不均，变率大，湖泊水情变化显著，水位的年内与年际间有时相差悬殊。鄱阳湖、洞庭湖水位年变幅一般在812m。长江三角洲地区的湖泊，由于密集的水网调节，水位变化相对平稳，年内变幅一
34、般在12m左右。为提高湖泊的调蓄作用，建国后湖泊多已建闸控制，由天然湖泊转变为水库型湖泊，对减轻江河洪水威胁发挥着明显的调蓄功能。湖泊由于长期泥沙淤积面积日趋缩小，湖床渐被淤高，洲滩广为发育，普遍呈现浅水型湖泊的特点，多数湖泊平均水深只有2.0m 左右，如太湖平均水深2.12m ，洪泽湖平均水深1.77m，巢湖平均水深2.69m；水位稍有升降，湖泊的面积即会相应发生显著变化。湖泊生物种类丰富、分布广，生物生产力相对较高，种群类型和生态结构复杂多样。资源类型多、蕴藏量丰富，开发利用历史悠久，人类活动影响强烈，也是本区湖泊主要特色之一。资源开发利用的方式与途径以调蓄滞洪、供水、增殖水产、围垦种植和
35、沟通航运为主。随着泥沙的日渐淤积和围湖造田过度发展，致使本区湖泊数量和面积锐减，如昔日号称“八百里洞庭”的洞庭湖，在数十年前还是我国最大的淡水湖，如今已是支离破碎，面积只有2 432.5km2，最大淡水湖之冠已让位于鄱阳湖了。湖泊数量和面积的减少，导致湖泊调蓄功能降低，湖区洪涝灾害日重。2、湖泊水体富营养化和水质污染严重长江中下游地区蓬勃兴起的乡镇工业、农药、化肥、城市污水排放以及规模化的湖泊养殖等，引起湖泊污染和富营养化问题日益严重，已成为太湖、巢湖、滇池、白洋淀、南四湖、洪泽湖等湖区社会经济发展的制约因素。以太湖为例，1981年至1991年的10年间，TN，TP，Chla3项营养负荷已分别
36、增长了1.5倍、3倍和21倍。1990年夏季，该湖蓝藻大量暴发期间，密集的蓝藻群体覆盖湖面达数百余平方公里，局部湖区Chla含量高达300mg/L以上，造成无锡市多家自来水厂过滤池堵塞，迫使116家工厂停产，造成直接经济损失超1.3108元。至于一些城郊小型湖泊，如南京玄武湖、武汉东湖、杭州西湖、济南大明湖等，湖泊富营养化问题更为严重，污染事件频频发生，死鱼现象屡见不鲜长江中下游平原湖泊及城市湖泊水质类别上升的幅度较大，如太湖、洪泽湖、巢湖、五里湖、东湖、西湖等，10年来湖泊水质均上升12个类别。处于长江三角洲地区的太湖，是我国第三大淡水湖泊，担当着上海、苏州、无锡、嘉兴、湖州等城市绝大部分供水任务，同时在流域防洪、水量调节方面起着举足轻重的作用，在流域的经济发展和人民生活等活动中的作用极为显著。随着流域社会经济持续快速发展，太湖的水资源、水环境等水问题日益突出。太湖自20世纪80年代以来水质污染相当严重，各种主要水质指标明显增高，尤以TN、TP污染程度最重、范围最大，局部湖区有机污染问题也很突出。污染发展速度以TP最快，TN次之，有机污染发展速度则较慢。如1995年与1981年相比，全湖TP浓度年均增加5.65倍，TN浓度年均增加2.49倍，COD Mn浓度年均增加0.58倍。
