亚洲中部干旱区的湖泊

亚洲中部干旱区的湖泊

   在干旱区水文学中，湖泊的研究是非常重要的。从生态学的角度研究干旱区的湖泊是20世纪80年代末90年代初开始探索的[1]。干旱区内陆湖泊水系是1个独立的自然地理系统[2，3]，要揭示其科学内涵，必须从总体上进行国际性的联合研究。1993年起，中、哈(哈萨克斯坦国家科学院)两国科学家把亚洲中部(中亚部分)的湖泊作为1个完整的区域系统，实现跨学科的综合研究，取得了很好的成果，丰富了生态循环的理论。之后，中国学者对我国干旱区的湖泊进行了观测研究[3～10]，证实了合作研究成果的科学性和实用性。
    亚洲中部干旱区咸海地区居民亲眼目睹了咸海的衰亡[1]，罗布泊、艾丁湖、玛纳斯湖、艾比湖、巴里坤湖、博斯腾湖和巴尔喀什湖地区人民亲身经历了生态与环境恶化所带来的灾难，事实告诉人们，咸海的消亡完全是人类1手造成的。为了迅速增加中亚棉花灌溉面积，明知咸海正在消亡，仍人为地加强了这1趋势。虽然当地的专家学者反对“浇水作业全面机械化”，却被湿润区来的专家学者所取代。后者，虽然具有很好的技术，但对当地实际——干旱区湖泊水生态学基本知识的缺乏……。
    咸海的消亡只是世界舆论所注意到的1个侧面，更糟糕的是中亚经受着双重荒漠化的威胁。其1，来自咸海干涸湖底的有毒盐类和尘埃微粒。他们被风扬起并搬运到灌溉地及周边地区；其2，源于灌溉地本身，地下水位升高，土壤盐渍化。其结果是大片的土地被污染，这些土地正逐渐变成荒漠。
    历史教训告诫人们，干旱区湖泊不同于湿润区，干旱区湖泊有其自身的特征，应该加强对其研究，以期能给子孙留下茂盛的草场、清澈的河水和肥沃的土地。

    　　　　1　干旱区湖泊水系的独特性

    近期研究表明，水和其他物质1样在全球循环的背景下，在各个地区实现区域性循环，例如咸海、博斯腾湖、艾比湖等与帕米尔—天山山区产流系统之间的循环。这1无地表径流和地下径流与全球大洋相通，也不与其他集水区相连，即无水力学联系的水分循环的相当大部分分布在内陆水体流域。特别突出的是分布在地球上最宽的干旱带的欧亚大陆腹地。这个地区又分成若干个水力学上互不相通的局部集水区，其中较大的内陆湖有里海、咸海、博斯腾湖、乌伦古湖、玛纳斯湖、巴尔喀什湖、阿拉湖、艾比湖、罗布泊、伊塞克湖、田吉兹湖。湖群有北哈萨克斯坦的谢列特湖群、恰内湖群、库伦达湖群等。
    上述每1个水域在水文学上都有自己的水分、能量和其他物质循环系统，是1个相对独立的水利系统。内陆湖流域在陆地上的质量、能量交换是具有极大局部性的流域结构。由于局部循环是在全球循环的背景下进行的，因此，每1个这样的流域又是1个开放的系统。而且拥有自己的径流形成区(山区)、自己的水系(天然河流)、自己的尾闾(内陆湖水体)以及自己定常的气流(山谷环流)。咸海的河川径流形成区(产流区)是帕米尔和天山山系，巴尔喀什湖的产流区是中国西部天山山脉，博斯腾湖的径流形成区是中国天山南坡，艾比湖和玛纳斯湖是中国天山北坡和阿拉套山等等。
    内陆湖流域的山区与尾闾水体的水力学联系是通过流域水系的子系统来实现的，故而，子系统赋于内陆湖流域以独特的属性。与此同时，在各自水系内实现直接的质量、能量交换。河川径流是液态径流、固态径流、离子径流和生物原径流的复合径流。河流带给尾闾(内陆湖水体)的不仅是水，而且还有泥沙，特别是富营养化的淤泥，集水面淋溶的盐类，生物残体(水中栖生鱼类的饵料)等。流域的反向联系(湖泊—山区)由恒定的大气低层风来实现。风把水汽携往山区，而且还把盐粒和尘埃微粒、植物花粉、真菌孢子、昆虫卵搬运到山区。另外，还有动物向山区的垂直迁徙、鱼类洄游产卵、候鸟转徙、啮齿类动物和爬行动物的大规模迁居。欧亚内陆游牧民族，特别是哈萨克民族的居住地局限于河川流域，夏季牧场在河流上游，冬窝子在下游小湖旁或河流附近。内陆湖近岸浅水区和沿岸湿地是生物群落聚居的中心，那里积累了大量的动、植物残体，也集中了大量的盐类。随着内陆湖的水位逐年下降和间歇干涸，这些物质逐渐被输入大气，其中很大部分被逆向输往山区。
    亚洲中部干旱区内陆湖泊径流形成区位于帕米尔-天山山系这样的强烈大陆性气候区，因此，有1系列独特的水文学、水文物理学、水文化学和水文生物学性质，这就决定了干旱区湖泊的属性有别于湿润区湖泊。由此，笔者认为亚洲中部内陆湖泊应单独立类，在湿润区得出的结论不适用于干旱区湖泊。正因为如此，许多有声望的学者对干旱区湖泊作总结性评价时往往失误。还有1些不为人所知的用湿润区湖泊的“尺子”为干旱区湖泊“裁衣”的错误。

    　　　　2　干旱区湖泊的形态测量学特点

    干旱区湖泊的1大特点是水浅而量小，并且形态复杂，这1特殊属性是其成因造成的。干旱区湖泊大部分都是河流流至广袤剥蚀盆地中心潴积而成。在其生存的数千万年间，逐渐被河流的固态径流——泥沙所淤积。强烈的风生湖流对这些泥沙进行水力学分类，并使他们再度沉积。所以湖底地形较为平坦，而湖岸线却千姿百态，湖中几乎都有岛屿或岛群。

   由表1得知，所有的干旱区湖泊宽比深大几个数量级，其形状就酷似1个浅碟子，其中注入浅浅1层水放在开阔的地方。这里经常刮大风，上下层以及各区段之间的水得到充分混合。水浅再加上充分地搅动，所以在干旱区湖泊记录到的垂直方向各个深度的水温、矿化度、水流速率等有着惊人的1致性。这就是说，干旱区湖泊几乎没有水温度的分层现象，不可能观察到上升流、温压、水体富营养化(自体中毒)等现象。由于水浅以及水底的摩擦作用，使得干旱区湖泊不可能出现定振波(又称“波漾”)这样的示性现象。
    表1　亚洲中部内陆湖形态测量特征
    Tab. 1 Dimensions of some lakes in Central Asia 湖泊名称   平均水    面积       容积           深度/m
            位/m    /km[2]  /(×10[8]m[3])  平均    最深部位
咸海        53.0    64000       10600        16       67
巴尔喀什湖  342.0   18000        1000        5.2      26
阿拉湖      347.3    2650         590        22.1     54
博斯腾湖    1048      988        80.4        8.15    16.5
乌伦古湖    482.8     827        60.2        8.0      12
艾比湖       189     1070         7.6        1.4      3.0
     　　　　3　干旱区湖泊的风生湖流与泥沙沉积规律
    对于干旱区内陆湖而言，风具有极大的意义。在亚洲中部内陆湖泊分布区，常有15m/s以上的大风出现，不仅年出现频率高，而且强度大。例如阿拉湖和艾比湖地区年平均风速6.0m/s，瞬时最大风速55m/s(1977-04)，平均年大风日数超过162d[11]。在气流与水表层(即“活动层”)摩擦力的作用下，形成风压流顺风移动，最终形成：迎风岸出现增水现象，增高n，在逆风岸(图1.a)出现减水现象，减退值为no。在深水层形成逆向移动的补偿流(图1)。水体深度明显超过活动层，即H≥hak=λ/2，补偿流速率微不足道。但是，在浅水水体中补偿流可以与风压流相提并论，在水团混合中具有积极的作用。
    附图
    图1 风成波演变示意图 (略)
    Fig.1 Evolution of the wind-driven lacustrine current
    值得1提的是“深”与“浅”是个相对观念，这取决

于风成波的波长，而波长又体现了风速。例如，在巴尔喀什湖和艾比湖水面，几乎每天都有5m/s以上的风。实测证明，这样的风可引起高1.0m，长15m的波。这样，活动层厚度在该风成波条件下约为7.5m，比该湖大部分区段的平均厚度要高得多(表1)。这种情况在干旱区湖泊中常见，况且这里每年都发生风暴，风速达25～35m/s，波高3.0m以上，波长在50m以下。
    研究资料表明[1]，在浅水水体条件下，也会发育补偿流，他们主要集中在湖泊中部较深的水域(图2)，于是在水表层形成独特的风生湖流(顺风)，占据近岸浅水地带，而补偿流(逆风)集中在湖域中部。
    附图
    图2 湖源增减水示意图 (略)
    Fig.2 Water increase or decrease of a lake
    从图3可以看出，风生湖流仅局限于该湖各大区段，而风压流进入凹凸湖岸的所有湾汊，使湖湾的水与各区段的水充分混合。补偿流则逆风运动，占据湖泊中部较深的水域，为各区段的水交换提供条件，并加深对深水区湖底的侵蚀。应用类似的数学计算和实地考察，得知咸海也有3个局部风生湖流区[1]。
    附图
    （该图系为浅水水体设计的2维数学模型，并参照该湖大比例尺物理模型的研究成果）
    图3 标准天气情况下的的巴尔喀什湖风生湖流示意图 (略)
    Fig.3 Wind-driven lacustrine current in the Balkhash Lake under normal weather
    根据观测数据，强盛的风生湖流不仅搅动水体底部的泥沙，而且还在沿岸作功。风成波直接作用于湖(海)岸，磨蚀岩石质陡岸，冲蚀砂质缓坡(搅动泥沙)，沿岸风压流搬动搅起的泥沙和崩解的岩屑，使之形成湖底沙堤，由于风向以及与此相应的风压流流向和速率常常发生变化，所以水底沙堤的走向和高度经常改变，或是1些新的沙堤叠加在原先沉积的沙堤上。结果，在浅水水体近岸经常进行着泥沙离析分层和浮选过程，形成具有特征性的千姿百态的沙嘴、沙堤、水下浅滩以及其他构成物。细颗粒泥沙，如细沙、粉沙和淤泥则被搬运至水体的深水区，受补偿流的支配。当水位高时，上述构成物的材料甚丰，不仅有河流搬运来的大粒径泥沙，而且还有陡岸的磨蚀产物以及以前沉积的沿岸沙丘。这些构成物随着水体水位下降和干涸而逐渐露出水面，覆盖上植被，在风的影响下逐渐加高，并向水域扩展。陆地范围逐渐扩大，湖岸线向水域方向后撤，属于这类沿岸构成物的有艾比湖的湖心长堤，博斯腾湖的小湖区和巴尔喀什湖著名的多萨伊沙嘴等。所有这些都是在湖面高水位时形成的，在20世纪50，60年代才开始露出水面。

  　　　　4　干旱区内陆湖的水化学过程特点

    由于日照较强，内陆水体水面蒸发强烈，这1过程往往又被风加剧。例如巴尔喀什湖的蒸发量为1000～1100mm，艾比湖达到1200mm，艾丁湖和罗布泊的蒸发量更大。由于大量的热量被用于蒸发，所以水体不致于发热，水温1般不超过23～25℃(表2)，为生物系统所能接受。这1情况制约着内陆水体的水化学性质。
    表2　中国干旱区主要湖泊物理要素
    Tab. 2 Physical factors of some lakes in arid areas of China 编            海拔    面积   水深   夏季水   透明度   水面蒸发
号   湖名      /m    /km[2]   /m    温/℃      /m      量/mm
1  博斯腾湖  1048.0  1160.0  8.1  18.2～19.7  1～2     1140.0
2  柴窝堡湖  1094.0  30.0    4.2  16.3～18.5    1      1319.0
3  巴里坤湖  1581.0  112.15  0.6  19.1～21.5  0.5      1638.0
4   艾比湖    189.0  1070.0  1.5  21.0～25.5  0.3      1315.0
5   艾丁湖   -155.0  245.0   0.6  22.0～25.0  0.3     (2540.0)
    众所周知，湿润区湖泊，在盐分浓度较高的(超过10g/L)条件下才出现沉降(自行沉降)过程。然而，在干旱区内陆湖泊，盐类沉降过程发生在极小的矿化度条件下。例如，在巴尔喀什湖，碳酸钙沉降过程甚至发生在矿化度不超过2.0g/L的湖西区；碳酸镁沉降过程(形成白云石)发生于矿化度不超过5.0g/L的湖东区；在远离湖岸被隔离开的湖湾矿化度为16.0g/L，则进行着硫酸盐和氯化物的沉降过程[1]。又如，当艾丁湖水位急剧降低、水质矿化度迅速提高时，碳酸盐、有害的硫酸盐、有毒的氯化物同时沉降堆积。这样，预先估计会形成的可以覆盖湖底沉积物使之不被风搬运走的碳酸盐壳没有形成，形成的却是沼泽盐土和结壳膨胀盐土，这种土质寸草不生，极易成为风的，甚至是弱风的俘获物。
    干旱区水体盐类提前沉积的化学机理已经有人作了研究[12，13]，其机理是因为水体的水浅、日照强烈、气候干燥、水作垂直运动等，是地形和气候因子综合作用的结果；湿润区水体则与之不同，那里的水深，蒸发量小于降水量，富集溶解2氧化碳，是生物群落生命活动的产物，在这种条件下，碳酸钙下沉时还没到水底就与水底升起的2氧化碳发生作用，生成可溶于水的重碳酸盐和水分子，正是由于这种独特的“盐类复原溶解机制”，使盐类的浓度不断提高。
    这种“盐类复原溶解机制”不可能产生于干旱区水体。第1，这里的底栖动物和其他生物群并不栖息在水底，而是生活在足以避风和避开有害紫外线的浅水弯，因此这里极少生成2氧化碳；第2，由于存在强烈的风输送过程，即便能生成少量的2氧化碳也会逸失，因此干旱区水体中的碳酸钙颗粒和其他沉降的盐类微粒沉到水底并长期保持沉积

[1]  

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