這些年來，研究洞庭湖演變及其水沙情勢變化的成果不少，而專門討論洞庭湖盆水情變化對湘、資、沅、澧四水河口過程影響的文獻不多。近二千多年來，洞庭湖水位呈上昇變化趨勢，特别是荆江南岸相繼在調弦口（已於1959年築壩堵塞）、藕池口、太平口和松滋口决口向南分流後，洞庭湖水位上昇幅度趨大。本文試從動力地貌學的角度，對湘、資、沅、澧四水河口過程對洞庭湖水位變化的響應作一些初步討論。

　　1　洞庭湖演變及其水位變化

　　據研究［1］，春秋戰國時，洞庭湖區爲湘、資、沅、澧四水河網切割的平原景觀，秦漢時期僅局部地區有小湖泊。東晋南朝之際，長江（荆江）南岸開始决口分流，洞庭湖區遂由沼澤平原迅速演變爲烟波浩渺的大湖。明末清初藕池和松滋相繼决口後，長江共四口向南分流，洞庭湖號稱八百裏達全盛時期，湖水面積達6000km2。但長江四口洪流帶來的大量泥沙在湖底和洪道淤積，湖床與洪道河床逐漸抬高，入湖三角洲不斷擴大，加之人工大量修築堤垸圍墾湖灘，洞庭湖水域日益萎縮變小，至本世紀80年代初期，湖泊面積僅2691km2。

　　荆江决口向南分水成湖後，四水尾閭沉淪湖底，四水河口從此受制於湖面（即基面）變化的影響開始新的發育過程。洞庭湖在形成、擴大和縮小的演變過程中，湖面變化的特點是：自洞庭湖形成之日始，湖面即發生上昇的變化；洞庭湖擴大時期湖面固然呈上昇發展趨勢，洞庭湖湖盆因泥沙淤積充填使湖面縮小時期，湖水水位亦不斷提高，此猶如在一盛水容器中傾倒一堆泥沙後容器中的水面被壅高抬昇一樣；而湖區圍墾减少了洪道和湖盆的過水斷面面積，愈益加重汛期時洪水水位的抬高作用並使其漲速率加大。洞庭湖自形成以來，湖面洪水位昇高了多少?下述調查研究資料可供我們參考：①洞庭湖水位的昇高與長江（荆江）來水及其水位的變化休慼相關，據考證［2］，近2000a來，荆江水位的上昇量爲12m；②君山龍口被埋覆的距今1270士100a的湖濱貝殻堤比現代洪水位低10~11m［3］；③沅江縣三保廢垸的揚子港梪閘（廢於清同治八年）較目前冬枯水位低3.0 m，説明南洞庭湖水位近百年來抬高了3.0~4.5m［4］；④近數十年來，洞庭湖洪峰水位仍在上昇，如80年代與50年代比較，西洞庭湖洪水位昇高了1.8m（石龜山站）和2.49m（南咀站），東洞庭湖（七裏山站）洪水位抬高了3.21m，而南洞庭湖（沅江站）80年代與60年代比較洪水位抬高了2.73m［5］。洞庭湖湖面變化的另一個特點是，湖面洪昇枯降，基面不斷振盪變化，人類活動的影響更使這種季節性水位漲落的變幅趨大，其最高與最低水位差竟達17.76m。

　　2　四水河口過程對洞庭湖水位變化的響應

　　爲適應或響應上述長江四口來水來沙影響下洞庭湖湖面（基面）總體上昇和季節性昇降的變化，四水河口在不斷調整自己的比降（J）、形態（B/H）和泥沙組成（D）的過程中有一系列重要的和獨具特色的動力、沉積及地貌現象發生。主要響應過程有以下幾方面。   

　　2.1河口三角洲岸綫形態    

　　在基面上昇的總背景下，四水尾閭遭受湖侵，河口呈溺谷狀。這一特點過去在澧水河口，現在在沅水、資水和湘江河口表現十分顯著。長江入湖洪水自四水河口的左側方向而來，四水河口位置皆被壓逼向右偏轉（過去的文獻認爲這是地殻掀斜運動或柯氏力作用所致似是不恰當的）。由於四水幹流河口下泄的逕流對湖侵倒灌洪水有較强的扺禦作用，湖侵作用和湖岸後退都是幹流河口較其左側的支汊區域慢，故有的幹流河口尖端呈鳥足狀突伸於湖中（如資水幹流河口）。   

　　2.2 河口縱横比降調整與三角洲水網特徵     

　　匯入洞庭湖的長江洪水倒灌四水河口時，使四水入湖河段水位壅高，縱比降减緩：其時自河口向上遊方向，可分爲倒灌洪水入侵區（回水區）和受回水頂托影響的壅水區，前者爲逆比降，後者雖爲順比降但較其上遊方向不受回水頂托影響的河段比降變小。    

　　湘、資、沅、
澧四水河口三角洲上的水網形態很有相似之處。如幹流水道偏於右側，河形較順直；支流汊道偏於左側，河形蜿蜒或彎曲。此乃幹流和支汊各自遭受湖侵洪水倒灌影響的程度與快慢不同以及四水本身發洪時干、支汊縱比降不同所致。具體説即是，當長江發洪分流使湖面迅速昇高而四水來水量不大時，從四水河口的角度看，入湖長江洪水自左向右（或自西北向東南）傳播，加之四水幹流下泄逕流量較支汊大，幹流對湖侵倒灌洪水的扺禦作用相應較支汊强，故四水河口的左支汊比右側幹流較早感受湖侵洪水的作用和影響且倒灌洪水入侵的距離相對較遠，則左支汊較右側幹流的回水快、壅水高，由此導致左支汊與右側幹流間出現横比降，爲了調節這種差异使干、支汊水位趨於平衡，左支汊與右側干幹流間發育横向小串溝，這一地貌現象以澧水三角洲表現最爲明顯；當四水本身發洪而四口來洪量不大或四水與四口洪水遭遇時，由於左側支汊的入湖直綫距離短且遭受湖侵頂托的作用甚於右側幹流，故左支汊的縱比降較右側幹流趨大，爲了適應或調整這一變化，左支汊只得通過自身形態的調整即使河形彎曲延長流路（見圖1中澧水的左支汊）以减緩比降。如資水左支汊甘溪港直綫距離僅27km，資水發洪時甘溪港上、下口間的水位差可達2.64m［6］，爲了適應這種情况，甘溪港以彎曲延長流路的方式調整比降，形成了99個河灣。

　　2.3 溯源沉積作用與溯源堆積體的發育

　　與入海河口受海侵影響相似，洞庭湖水位不斷提昇和長江洪水對四水河口的入侵倒灌，使四水河口地帶發生溯源沉積作用並形成相應的“進侵型溯源充填沉積體系”。這種沉積作用及其沉積模式作者曾有所討論［7］，其主要特點是，在基面逐漸上昇和受水盆地的水體不斷向河口入侵倒灌的情况下，河口三角洲的沉積作用主要發生在河口回水區以及受回水頂托影響使比降减小的近口河段中，隨着基面的不斷昇高，這種沉積作用以溯源堆積的方式縱向向陸和垂向向上淤積發展，由此形成的沉積體系，在縱向分布上自陸向海（或在垂向方向上自下而上）沉積層序出現從粗到細即由砂礫、中粗砂→細砂、粉砂→粘土的韵律變化。洞庭四水尾閭由於遭受長江四口入湖洪水倒灌的影響且與此相關的湖面洪水位一直在不斷地提高，故四水河口三角洲地帶都發育這種沉積體系。楊懷仁（1989）即曾指出過沅水、澧水三角洲的沉積物具有溯源堆積的特點：其下部爲末次冰期的粗砂或礫石，上部爲全新世細砂、重粉砂質粘土以至含粉砂粘土［8］。

　　2.4河口沿程泥沙搬運特點與河床演變

　　長江洪水倒灌四水河口對四水下游河段沿程泥沙搬運特徵有重要的影響。主要是四水的河床推移質泥沙（卵石和砂礫）受河口壅水影響搬運下泄能力减弱，再往下受逆向回水頂阻作用不能繼續向下遊方向搬運，故四水下泄的推移質泥沙受洞庭湖洪水倒灌的影響是不入湖的，它們主要在回水末端以上的河床積聚形成淺灘。資水甘溪港上口下遊方向1~3km處由推移質礫砂搆成的侵佔航道的“沙埂”［6］，沅江的牛鼻灘，澧水干道河床的黄沙灣淺灘（金鴨灘）及支汊蘭江河床的淺灘（位於澧縣城下的落鳳坡脚，見圖1），均屬這樣形成。因此，回水末端以下的河床較少粗粒推移質泥沙淤積，河床水較深，爲所謂“坭河”，而回水末端以上的河床，大量推移質泥沙積聚，水較淺，爲所謂“岩河”。一般來講，隨着洞庭湖基面的不斷抬高，回水末端及由此形成的河床淺灘的發育部位要緩慢向上遊方向移動。但自“淞澧分洪”工程將澧水左側支汊和松滋河右側支汊的進洪口堵塞後，沿松滋河下泄的長江洪水只能下延集中至澧水幹流河口内侵倒灌，這導致了澧水的回水末端位置的下移，原澧水幹流上的推移質泥沙運動終止點及其河床淺灘（黄沙灣淺灘）位置亦跟隨向下遊方向移動，原屬“坭河”的優良内河深水港——津市港，受到這種威脅的影響有淤積變淺的趨勢。

　　2.5枯季湖面下降，四水河口河床呈冲刷狀態

　　前述四點均係洞庭湖基面上昇影響下河口過程響應調整的情况。但枯季湖面大幅度下落，侵蝕基面下降，加之“枯水一條綫”而歸槽，四水尾閭河床發生溯源侵蝕作用，河床冲深現象明顯。

　　3　結　 語

　　洞庭湖的擴大和淤縮與人類活動的影響有關。但大自然總是作出積極的響應，力圖通過自身的調整與變化來和新形成的環境相適應。研究洞庭湖四水的河口過程對長江四口來水來沙影響的響應是有理論和現實意義的。長江三峽工程完成投入使用後，荆江如何向南分水、分沙，洞庭湖本身及四水河口過程又將怎樣動作做出自己的響應，應進一步研究作出科學的預測。

　　

　　參考文獻:

　　［1］中科院資源與環境信息系統國家重點實驗室,1990.洞庭湖區資源與環境信息系統,中國地理信息系統檢索地集,第二卷,北京:科學出版社,161頁.

　　［2］周風琴,1986.荆江近5000年來洪水位變遷的初步研究.歷史地理,（4）:46~53.

　　［3］楊達源,1986.長江中下游地區的圍湖造田、泥沙淤積與整治問題.泥沙研究,（3）:47~52.

　　［4］卞鴻翔,龔循禮,1985.洞庭湖區圍墾問題的初步研究.地理學報.40（2）.131~140.

　　［5］李景保,1992.近數十年洞庭潮湖盆形態與水情的變化.海洋與潮沼,23（6）:626~634.

　　［6］蔣忠綏,1986.甘溪港河口的河床演變和航道整治.泥沙研究,（3）:1~12.

　　［7］李春初,楊干然,1981.珠江三角洲沉積特徵及其形成過程的幾個問題.海洋與潮沼論文集,北京:科學出版社,115~122.

　　［8］楊懷仁,1989.末次冰期以來的長江.葉良輔與中國地貌學,杭州:浙江大學出版社,314~328.


　　原載:中國地理學會地貌與第四紀專業委員會編,1995.地貌·環境·發展,北京：中國環境科學出版社,112~114.）