亞洲中部干旱區的湖泊

亞洲中部干旱區的湖泊

   在干旱區水文學中，湖泊的研究是非常重要的。從生態學的角度研究干旱區的湖泊是20世紀80年代末90年代初開始探索的[1]。干旱區內陸湖泊水系是1個獨立的自然地理系統[2，3]，要揭示其科學內涵，必須從總體上進行國際性的聯合研究。1993年起，中、哈(哈薩克斯坦國家科學院)兩國科學家把亞洲中部(中亞部分)的湖泊作為1個完整的區域系統，實現跨學科的綜合研究，取得了很好的成果，豐富了生態循環的理論。之后，中國學者對我國干旱區的湖泊進行了觀測研究[3～10]，證實了合作研究成果的科學性和實用性。
    亞洲中部干旱區咸海地區居民親眼目睹了咸海的衰亡[1]，羅布泊、艾丁湖、瑪納斯湖、艾比湖、巴里坤湖、博斯騰湖和巴爾喀什湖地區人民親身經歷了生態與環境惡化所帶來的災難，事實告訴人們，咸海的消亡完全是人類1手造成的。為了迅速增加中亞棉花灌溉面積，明知咸海正在消亡，仍人為地加強了這1趨勢。雖然當地的專家學者反對“澆水作業全面機械化”，卻被濕潤區來的專家學者所取代。后者，雖然具有很好的技術，但對當地實際——干旱區湖泊水生態學基本知識的缺乏……。
    咸海的消亡只是世界輿論所注意到的1個側面，更糟糕的是中亞經受著雙重荒漠化的威脅。其1，來自咸海干涸湖底的有毒鹽類和塵埃微粒。他們被風揚起并搬運到灌溉地及周邊地區；其2，源于灌溉地本身，地下水位升高，土壤鹽漬化。其結果是大片的土地被污染，這些土地正逐漸變成荒漠。
    歷史教訓告誡人們，干旱區湖泊不同于濕潤區，干旱區湖泊有其自身的特征，應該加強對其研究，以期能給子孫留下茂盛的草場、清澈的河水和肥沃的土地。

    　　　　1　干旱區湖泊水系的獨特性

    近期研究表明，水和其他物質1樣在全球循環的背景下，在各個地區實現區域性循環，例如咸海、博斯騰湖、艾比湖等與帕米爾—天山山區產流系統之間的循環。這1無地表徑流和地下徑流與全球大洋相通，也不與其他集水區相連，即無水力學聯系的水分循環的相當大部分分布在內陸水體流域。特別突出的是分布在地球上最寬的干旱帶的歐亞大陸腹地。這個地區又分成若干個水力學上互不相通的局部集水區，其中較大的內陸湖有里海、咸海、博斯騰湖、烏倫古湖、瑪納斯湖、巴爾喀什湖、阿拉湖、艾比湖、羅布泊、伊塞克湖、田吉茲湖。湖群有北哈薩克斯坦的謝列特湖群、恰內湖群、庫倫達湖群等。
    上述每1個水域在水文學上都有自己的水分、能量和其他物質循環系統，是1個相對獨立的水利系統。內陸湖流域在陸地上的質量、能量交換是具有極大局部性的流域結構。由于局部循環是在全球循環的背景下進行的，因此，每1個這樣的流域又是1個開放的系統。而且擁有自己的徑流形成區(山區)、自己的水系(天然河流)、自己的尾閭(內陸湖水體)以及自己定常的氣流(山谷環流)。咸海的河川徑流形成區(產流區)是帕米爾和天山山系，巴爾喀什湖的產流區是中國西部天山山脈，博斯騰湖的徑流形成區是中國天山南坡，艾比湖和瑪納斯湖是中國天山北坡和阿拉套山等等。
    內陸湖流域的山區與尾閭水體的水力學聯系是通過流域水系的子系統來實現的，故而，子系統賦于內陸湖流域以獨特的屬性。與此同時，在各自水系內實現直接的質量、能量交換。河川徑流是液態徑流、固態徑流、離子徑流和生物原徑流的復合徑流。河流帶給尾閭(內陸湖水體)的不僅是水，而且還有泥沙，特別是富營養化的淤泥，集水面淋溶的鹽類，生物殘體(水中棲生魚類的餌料)等。流域的反向聯系(湖泊—山區)由恒定的大氣低層風來實現。風把水汽攜往山區，而且還把鹽粒和塵埃微粒、植物花粉、真菌孢子、昆蟲卵搬運到山區。另外，還有動物向山區的垂直遷徙、魚類洄游產卵、候鳥轉徙、嚙齒類動物和爬行動物的大規模遷居。歐亞內陸游牧民族，特別是哈薩克民族的居住地局限于河川流域，夏季牧場在河流上游，冬窩子在下游小湖旁或河流附近。內陸湖近岸淺水區和沿岸濕地是生物群落聚居的中心，那里積累了大量的動、植物殘體，也集中了大量的鹽類。隨著內陸湖的水位逐年下降和間歇干涸，這些物質逐漸被輸入大氣，其中很大部分被逆向輸往山區。
    亞洲中部干旱區內陸湖泊徑流形成區位于帕米爾-天山山系這樣的強烈大陸性氣候區，因此，有1系列獨特的水文學、水文物理學、水文化學和水文生物學性質，這就決定了干旱區湖泊的屬性有別于濕潤區湖泊。由此，筆者認為亞洲中部內陸湖泊應單獨立類，在濕潤區得出的結論不適用于干旱區湖泊。正因為如此，許多有聲望的學者對干旱區湖泊作總結性評價時往往失誤。還有1些不為人所知的用濕潤區湖泊的“尺子”為干旱區湖泊“裁衣”的錯誤。

    　　　　2　干旱區湖泊的形態測量學特點

    干旱區湖泊的1大特點是水淺而量小，并且形態復雜，這1特殊屬性是其成因造成的。干旱區湖泊大部分都是河流流至廣袤剝蝕盆地中心潴積而成。在其生存的數千萬年間，逐漸被河流的固態徑流——泥沙所淤積。強烈的風生湖流對這些泥沙進行水力學分類，并使他們再度沉積。所以湖底地形較為平坦，而湖岸線卻千姿百態，湖中幾乎都有島嶼或島群。

   由表1得知，所有的干旱區湖泊寬比深大幾個數量級，其形狀就酷似1個淺碟子，其中注入淺淺1層水放在開闊的地方。這里經常刮大風，上下層以及各區段之間的水得到充分混合。水淺再加上充分地攪動，所以在干旱區湖泊記錄到的垂直方向各個深度的水溫、礦化度、水流速率等有著驚人的1致性。這就是說，干旱區湖泊幾乎沒有水溫度的分層現象，不可能觀察到上升流、溫壓、水體富營養化(自體中毒)等現象。由于水淺以及水底的摩擦作用，使得干旱區湖泊不可能出現定振波(又稱“波漾”)這樣的示性現象。
    表1　亞洲中部內陸湖形態測量特征
    Tab. 1 Dimensions of some lakes in Central Asia 湖泊名稱   平均水    面積       容積           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
巴爾喀什湖  342.0   18000        1000        5.2      26
阿拉湖      347.3    2650         590        22.1     54
博斯騰湖    1048      988        80.4        8.15    16.5
烏倫古湖    482.8     827        60.2        8.0      12
艾比湖       189     1070         7.6        1.4      3.0
     　　　　3　干旱區湖泊的風生湖流與泥沙沉積規律
    對于干旱區內陸湖而言，風具有極大的意義。在亞洲中部內陸湖泊分布區，常有15m/s以上的大風出現，不僅年出現頻率高，而且強度大。例如阿拉湖和艾比湖地區年平均風速6.0m/s，瞬時最大風速55m/s(1977-04)，平均年大風日數超過162d[11]。在氣流與水表層(即“活動層”)摩擦力的作用下，形成風壓流順風移動，最終形成：迎風岸出現增水現象，增高n，在逆風岸(圖1.a)出現減水現象，減退值為no。在深水層形成逆向移動的補償流(圖1)。水體深度明顯超過活動層，即H≥hak=λ/2，補償流速率微不足道。但是，在淺水水體中補償流可以與風壓流相提并論，在水團混合中具有積極的作用。
    附圖
    圖1 風成波演變示意圖 (略)
    Fig.1 Evolution of the wind-driven lacustrine current
    值得1提的是“深”與“淺”是個相對觀念，這取決

于風成波的波長，而波長又體現了風速。例如，在巴爾喀什湖和艾比湖水面，幾乎每天都有5m/s以上的風。實測證明，這樣的風可引起高1.0m，長15m的波。這樣，活動層厚度在該風成波條件下約為7.5m，比該湖大部分區段的平均厚度要高得多(表1)。這種情況在干旱區湖泊中常見，況且這里每年都發生風暴，風速達25～35m/s，波高3.0m以上，波長在50m以下。
    研究資料表明[1]，在淺水水體條件下，也會發育補償流，他們主要集中在湖泊中部較深的水域(圖2)，于是在水表層形成獨特的風生湖流(順風)，占據近岸淺水地帶，而補償流(逆風)集中在湖域中部。
    附圖
    圖2 湖源增減水示意圖 (略)
    Fig.2 Water increase or decrease of a lake
    從圖3可以看出，風生湖流僅局限于該湖各大區段，而風壓流進入凹凸湖岸的所有灣汊，使湖灣的水與各區段的水充分混合。補償流則逆風運動，占據湖泊中部較深的水域，為各區段的水交換提供條件，并加深對深水區湖底的侵蝕。應用類似的數學計算和實地考察，得知咸海也有3個局部風生湖流區[1]。
    附圖
    （該圖系為淺水水體設計的2維數學模型，并參照該湖大比例尺物理模型的研究成果）
    圖3 標準天氣情況下的的巴爾喀什湖風生湖流示意圖 (略)
    Fig.3 Wind-driven lacustrine current in the Balkhash Lake under normal weather
    根據觀測數據，強盛的風生湖流不僅攪動水體底部的泥沙，而且還在沿岸作功。風成波直接作用于湖(海)岸，磨蝕巖石質陡岸，沖蝕砂質緩坡(攪動泥沙)，沿岸風壓流搬動攪起的泥沙和崩解的巖屑，使之形成湖底沙堤，由于風向以及與此相應的風壓流流向和速率常常發生變化，所以水底沙堤的走向和高度經常改變，或是1些新的沙堤疊加在原先沉積的沙堤上。結果，在淺水水體近岸經常進行著泥沙離析分層和浮選過程，形成具有特征性的千姿百態的沙嘴、沙堤、水下淺灘以及其他構成物。細顆粒泥沙，如細沙、粉沙和淤泥則被搬運至水體的深水區，受補償流的支配。當水位高時，上述構成物的材料甚豐，不僅有河流搬運來的大粒徑泥沙，而且還有陡岸的磨蝕產物以及以前沉積的沿岸沙丘。這些構成物隨著水體水位下降和干涸而逐漸露出水面，覆蓋上植被，在風的影響下逐漸加高，并向水域擴展。陸地范圍逐漸擴大，湖岸線向水域方向后撤，屬于這類沿岸構成物的有艾比湖的湖心長堤，博斯騰湖的小湖區和巴爾喀什湖著名的多薩伊沙嘴等。所有這些都是在湖面高水位時形成的，在20世紀50，60年代才開始露出水面。

  　　　　4　干旱區內陸湖的水化學過程特點

    由于日照較強，內陸水體水面蒸發強烈，這1過程往往又被風加劇。例如巴爾喀什湖的蒸發量為1000～1100mm，艾比湖達到1200mm，艾丁湖和羅布泊的蒸發量更大。由于大量的熱量被用于蒸發，所以水體不致于發熱，水溫1般不超過23～25℃(表2)，為生物系統所能接受。這1情況制約著內陸水體的水化學性質。
    表2　中國干旱區主要湖泊物理要素
    Tab. 2 Physical factors of some lakes in arid areas of China 編            海拔    面積   水深   夏季水   透明度   水面蒸發
號   湖名      /m    /km[2]   /m    溫/℃      /m      量/mm
1  博斯騰湖  1048.0  1160.0  8.1  18.2～19.7  1～2     1140.0
2  柴窩堡湖  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)
    眾所周知，濕潤區湖泊，在鹽分濃度較高的(超過10g/L)條件下才出現沉降(自行沉降)過程。然而，在干旱區內陸湖泊，鹽類沉降過程發生在極小的礦化度條件下。例如，在巴爾喀什湖，碳酸鈣沉降過程甚至發生在礦化度不超過2.0g/L的湖西區；碳酸鎂沉降過程(形成白云石)發生于礦化度不超過5.0g/L的湖東區；在遠離湖岸被隔離開的湖灣礦化度為16.0g/L，則進行著硫酸鹽和氯化物的沉降過程[1]。又如，當艾丁湖水位急劇降低、水質礦化度迅速提高時，碳酸鹽、有害的硫酸鹽、有毒的氯化物同時沉降堆積。這樣，預先估計會形成的可以覆蓋湖底沉積物使之不被風搬運走的碳酸鹽殼沒有形成，形成的卻是沼澤鹽土和結殼膨脹鹽土，這種土質寸草不生，極易成為風的，甚至是弱風的俘獲物。
    干旱區水體鹽類提前沉積的化學機理已經有人作了研究[12，13]，其機理是因為水體的水淺、日照強烈、氣候干燥、水作垂直運動等，是地形和氣候因子綜合作用的結果；濕潤區水體則與之不同，那里的水深，蒸發量小于降水量，富集溶解2氧化碳，是生物群落生命活動的產物，在這種條件下，碳酸鈣下沉時還沒到水底就與水底升起的2氧化碳發生作用，生成可溶于水的重碳酸鹽和水分子，正是由于這種獨特的“鹽類復原溶解機制”，使鹽類的濃度不斷提高。
    這種“鹽類復原溶解機制”不可能產生于干旱區水體。第1，這里的底棲動物和其他生物群并不棲息在水底，而是生活在足以避風和避開有害紫外線的淺水彎，因此這里極少生成2氧化碳；第2，由于存在強烈的風輸送過程，即便能生成少量的2氧化碳也會逸失，因此干旱區水體中的碳酸鈣顆粒和其他沉降的鹽類微粒沉到水底并長期保持沉積

[1]  

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