亞洲中部幹旱區的湖泊

論文類別:理學論文 > 地質學論文
論文作者: 未知
上傳時間:2008/7/20 10:36:00

在幹旱區水文學中,湖泊的研究是非常重要的。從生態學的角度研究幹旱區的湖泊是20世紀80年代末90年代初開始探索的[1]。幹旱區内陸湖泊水系是一個獨立的自然地理系統[2,3],要揭示其科學內涵,必须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)兩國科学家把亞洲中部(中亞部分)的湖泊作為一個完整的區域系統,实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。之後,中國學者对我國幹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。
  亞洲中部幹旱區鹹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、巴裏坤湖、博斯騰湖和巴爾喀什湖地區人民亲身經歷了生態與環境惡化所帶來的災難,事實告訴人們,鹹海的消亡完全是人類一手造成的。為了迅速增加中亞棉花灌溉面積,明知咸海正在消亡,仍人為地加強了這一趨勢。雖然當地的专家學者反對“澆水作業全面機械化”,卻被濕潤區來的專家学者所取代。後者,虽然具有很好的技術,但對當地實際——幹旱區湖泊水生態學基本知識的缺乏……。
  鹹海的消亡只是世界輿論所註意到的一個側面,更糟糕的是中亞經受著雙重荒漠化的威脅。其一,來自鹹海幹涸湖底的有毒鹽类和塵埃微粒。他們被風揚起並搬運到灌溉地及周邊地區;其二,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汙染,这些土地正逐漸變成荒漠。
  歷史教訓告誡人們,幹旱區湖泊不同於濕潤区,幹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 幹旱區湖泊水系的獨特性

  近期研究表明,水和其他物质一樣在全球循環的背景下,在各個地區實現區域性循環,例如鹹海、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。這一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连,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幹旱帶的歐亞大陆腹地。這個地區又分成若幹個水力學上互不相通的局部集水區,其中較大的內陸湖有裏海、鹹海、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谢列特湖群、恰內湖群、庫倫達湖群等。
  上述每一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统,是一個相對獨立的水利系統。內陸湖流域在陸地上的质量、能量交換是具有極大局部性的流域結構。由於局部循環是在全球循環的背景下進行的,因此,每一個這樣的流域又是一個開放的系統。而且擁有自己的徑流形成区(山區)、自己的水系(天然河流)、自己的尾閭(內陸湖水体)以及自己定常的氣流(山谷環流)。鹹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,艾比湖和玛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联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。河川徑流是液态徑流、固態徑流、離子徑流和生物原徑流的復合径流。河流帶給尾閭(內陸湖水体)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(水中棲生魚类的餌料)等。流域的反向聯系(湖泊—山區)由恒定的大氣低层風來實現。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、昆虫卵搬運到山區。另外,還有動物向山區的垂直遷徙、魚類洄遊產卵、候鳥轉徙、嚙齒類動物和爬行動物的大規模遷居。歐亞內陸遊牧民族,特別是哈薩克民族的居住地局限於河川流域,夏季牧場在河流上遊,冬窩子在下遊小湖旁或河流附近。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幹涸,這些物質逐漸被輸入大气,其中很大部分被逆向輸往山區。
  亞洲中部幹旱區內陸湖泊徑流形成區位於帕米爾-天山山系這樣的強烈大陸性氣候區,因此,有一系列獨特的水文學、水文物理學、水文化學和水文生物學性質,這就決定了幹旱區湖泊的屬性有別於湿潤區湖泊。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适用於幹旱區湖泊。正因为如此,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。還有一些不為人所知的用湿潤區湖泊的“尺子”為幹旱區湖泊“裁衣”的錯誤。

      2 干旱區湖泊的形態測量學特點

  幹旱区湖泊的一大特點是水淺而量小,並且形態復雜,這一特殊屬性是其成因造成的。幹旱區湖泊大部分都是河流流至廣袤剝蝕盆地中心瀦積而成。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学分類,並使他們再度沈積。所以湖底地形較為平坦,而湖岸線卻千姿百態,湖中几乎都有島嶼或島群。

由表1得知,所有的幹旱區湖泊寬比深大幾個數量級,其形狀就酷似一個淺碟子,其中註入淺淺一層水放在開闊的地方。這裏經常刮大風,上下層以及各區段之间的水得到充分混合。水浅再加上充分地攪動,所以在幹旱區湖泊記錄到的垂直方向各個深度的水溫、矿化度、水流速率等有著驚人的一致性。這就是說,幹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、溫压、水體富營養化(自體中毒)等現象。由於水淺以及水底的摩擦作用,使得幹旱區湖泊不可能出現定振波(又稱“波漾”)这樣的示性現象。
  表1 亞洲中部内陸湖形態測量特征
  Tab. 1 Dimensions of some lakes in Central Asia 湖泊名稱 平均水  面積   容积     深度/m
      位/m  /km[2] /(×10[8]m[3]) 平均  最深部位
鹹海    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 幹旱區湖泊的風生湖流與泥沙沉積規律
  對於幹旱區內陸湖而言,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,不僅年出現频率高,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]。在气流與水表層(即“活動層”)摩擦力的作用下,形成風壓流顺風移動,最終形成:迎風岸出現增水現象,增高n,在逆風岸(圖1.a)出现減水現象,減退值為no。在深水層形成逆向移動的补償流(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压流相提並論,在水團混合中具有積极的作用。
  附圖
  圖1 風成波演变示意圖 (略)
  Fig.1 Evolution of the wind-driven lacustrine current
  值得一提的是“深”與“淺”是個相对觀念,這取決於風成波的波長,而波長又體現了風速。例如,在巴爾喀什湖和艾比湖水面,几乎每天都有5m/s以上的風。实測證明,這樣的風可引起高1.0m,長15m的波。這样,活動層厚度在該風成波條件下約为7.5m,比該湖大部分區段的平均厚度要高得多(表1)。這種情況在幹旱區湖泊中常见,況且這裏每年都發生風暴,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),於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,風生湖流僅局限於該湖各大区段,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,並加深對深水區湖底的侵蝕。應用類似的數學计算和實地考察,得知鹹海也有3個局部風生湖流區[1]。
  附圖
  (該圖系為淺水水體设計的二維數學模型,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
  根據觀测數據,強盛的風生湖流不僅攪動水体底部的泥沙,而且還在沿岸作功。風成波直接作用於湖(海)岸,磨蝕巖石質陡岸,沖蝕砂质緩坡(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,由於風向以及與此相應的風壓流流向和速率常常发生變化,所以水底沙堤的走向和高度經常改變,或是一些新的沙堤疊加在原先沈積的沙堤上。結果,在淺水水體近岸經常进行著泥沙離析分層和浮选過程,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、粉沙和淤泥則被搬运至水體的深水區,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沈積的沿岸沙丘。這些構成物隨著水體水位下降和幹涸而逐漸露出水面,覆蓋上植被,在風的影響下逐漸加高,並向水域擴展。陸地範圍逐漸擴大,湖岸線向水域方向後撤,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。

免費論文下載中心 http://www.hi138.com     4 幹旱區內陸湖的水化學過程特點

  由於日照較强,內陸水體水面蒸發强烈,這一過程往往又被風加剧。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。由於大量的熱量被用於蒸發,所以水體不致於發熱,水溫一般不超過23~25℃(表2),為生物系統所能接受。這一情況制約著內陸水體的水化學性質。
  表2 中國幹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 柴窝堡湖 1094.0 30.0  4.2 16.3~18.5  1   1319.0
3 巴裏坤湖 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(自行沈降)過程。然而,在幹旱區內陸湖泊,鹽類沈降過程发生在極小的礦化度條件下。例如,在巴爾喀什湖,碳酸鈣沈降過程甚至發生在礦化度不超過2.0g/L的湖西区;碳酸鎂沈降過程(形成白雲石)發生於礦化度不超過5.0g/L的湖東區;在遠離湖岸被隔離開的湖灣礦化度为16.0g/L,則進行著硫酸鹽和氯化物的沈降過程[1]。又如,當艾丁湖水位急劇降低、水質礦化度迅速提高時,碳酸盐、有害的硫酸鹽、有毒的氯化物同時沈降堆積。這樣,預先估計會形成的可以覆蓋湖底沈积物使之不被風搬運走的碳酸鹽殼沒有形成,形成的卻是沼澤盐土和結殼膨脹鹽土,這種土質寸草不生,極易成為風的,甚至是弱風的俘獲物。
  幹旱區水體鹽類提前沈积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、氣候幹燥、水作垂直運动等,是地形和氣候因子綜合作用的結果;濕潤區水體则與之不同,那裏的水深,蒸發量小於降水量,富集溶解二氧化碳,是生物群落生命活動的產物,在這种條件下,碳酸鈣下沈時还沒到水底就與水底升起的二氧化碳發生作用,生成可溶于水的重碳酸鹽和水分子,正是由於這種独特的“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”不可能產生於幹旱區水體。第一,這裏的底棲動物和其他生物群並不棲息在水底,而是生活在足以避風和避開有害紫外線的淺水彎,因此這裏極少生成二氧化碳;第二,由於存在強烈的風輸送過程,即便能生成少量的二氧化碳也会逸失,因此幹旱區水體中的碳酸鈣顆粒和其他沈降的盐類微粒沈到水底並長期保持沈積狀態。鹽分提前沈積(在较小的濃度條件下)也受粒徑極微小的泥沙質粒(懸浮質)的極大影響。懸浮質的生成有多種原因:風成波引起的定常湍流混合、近岸泥沙浮選、水底沈積物攪動、粗顆粒泥沙在沿岸輸沙過程中的磨蝕。悬浮質不僅吸附水中的離子,不僅是化學反應,特別是重碳酸鹽生成的催化劑,而且本身也參與溶解於水的鹽離子的反應,結果得到固態沈積水和水分子。還有一個天然機制不要忘記,這就是幹旱區水體為擺脱多余鹽量而表現出的自我保全機制。
  幹旱区水體的渾濁水具有独特的天然凈化能力。河水經過沉澱,可見水底沈澱的不僅有粗顆粒沙,而且還有土粒,這些小土粒裹走水中多余的鹽分(通過吸附和化學反應析出潔凈的水)。這就是過去為什麽當地居民認為新打上来的河水在大陶罐裏沈澱后,比經過氯消毒的自來水還幹凈的道理。

      5 幹旱區湖泊的水生生物系統

  幹旱區水體的生物系统是受獨特的水文、地貌和氣候條件制約的獨特性生物系統。這個系统把挾帶進湖泊的無機鹽納入自己的营養(食物)鏈,藉此使湖水淡化。甚至可觀察到這樣一種情況,即湖魚把巖屑——湖底沈積的富含底棲動物殘體和白雲石残留物的白粘土當作食物。
  众所周知,營養鏈始於浮遊植物,這一群落直接從水中吸收無機鹽。浮遊植物為浮遊動物所食,而後者又作為軟體動物和蠕蟲(棲息在水體底部松軟粘土質沈積層中的底棲動物)的食物,底棲動物則是魚類的餌料基礎。此外,眼子菜、睡莲、金魚藻、蘆葦以及其他稱之為大植物體(macrophyte)的水生植物,也能直接從水中吸收無機鹽和其他重金屬离子。
  幹旱區水體生物群落中有多種畏懼強勁風生湖流以及风成混合而無法生活於水域中部,水域中部留下的是生命力最強的藻類植物和軟體動物,再者水域中部有強烈的太陽輻射也不允許生物生存。湖泊生物群落的大部分,包括經濟魚類都集中在近岸地帶、湖濱湖泊和湖湾,那裏植物茂盛,有蘆葦、蔷薇、眼子菜等,因此風成波及太陽射線不能直接進入这裏,但長周期的水位涨落以及水的不斷更新对這裏有影響。
  由此可見,幹旱區水生生物群落的特點為:第一,生物量在水域分配的極端不平衡,幾乎所有的生物都集中在近岸地帶、在茂密的蘆葦叢中、在淺水灣和湖濱湖汊。蘆葦能在沖積沙堤上迅速長成屏障,保护生物群落不受風成波冲擊,保護湖堤不被沖塌。第二,特殊的氣候條件以及生物量、生物種群的季節性變化。春天到來後,幹旱區水體與其周圍環境一样生機盎然,這不僅是因為水開始變暖,而且是因為水的表層結構為厚的淡水層——雪冰融水層,他暫時還沒有受風成混合的影響。據哈薩克斯坦科學院動物學研究所考察隊[1] 和裴新國、閻曉燕[15] 專門測算的數據:春天,巴爾喀什湖水域—伊犁河三角洲河網和博斯騰湖每1m[3]水域內生物量達2.0×10[5]~4.0×10[5]個,其中,博斯腾湖水域可達4.6×10[5]個(1977-1987年)。表明春天生物量急劇增加,繁衍迅速。
  然而,夏天,由於水溫過高和太阳輻射,大多數浮遊生物及底棲動物都死亡。每1m[3]僅测得數百個乃至數十个生物個體。這一現象與周围的漠境一樣,只是在近岸地帶、深水湖區底部以及三角洲河網內隱藏著生命。
  秋天,由於雲量增大,暴雨頻繁,太阳輻射強度和氣溫有所下降,水體與其周圍漠境一樣重又恢复生機。浮遊生物的數目增加到數千個,生物群落的某些種又開始繁衍,如赤梢魚(贪食性僅次於梭鱸的肉食性魚)再度产卵。
  冬天,水冷徹骨,水面封凍,生命轉息,大多數魚類游至深水區冬眠。
  第三,不存在水體富營養化的威胁。幹旱區水體生命活動的季節性,使湖泊生物經常不斷地更新和死亡,不致於生成過多的生物量、導致有毒藻類大量繁殖和水體自體中毒。幹旱區水體不會長滿藻類植物和發育成沼澤,而且這一特性也不受其面積的大小影響。這與濕潤区湖泊的演變史截然不同。中亞許多淺水湖之所以能夠長期存在而不發綠腐臭,即緣於此。這也正是鹹海、巴爾喀什湖、阿拉湖、艾比湖等大面積水体得以渡過如此漫長歷史的秘密所在。

      6 幹旱區內陆湖的發育和衰亡

  幹旱區湖泊的變迁劃分為如下幾個階段。
第一階段:內陸水体史上最有生機、最豐水量的阶段。水位處於最高值,所有的淺水窪地和早先被裁彎隔斷的湖湾和濱湖湖泊都充了水,外圍湖和主體湖湖岸上密布蘆葦叢,給生氣蓬勃的湖泊生物系統提供棲生之處。主體湖與近岸浅水區之間進行著積極的水量交換,湖水不斷淡化和净化。這個階段可以維持相當長一个時期,因為主體湖可以陸續割斷向陸地縱深處延伸的湖灣、濱湖湖泊的沼澤化淺水灘而削減對水的需求。
  在陸地氣候干燥的條件下,由於河流來水量減小,蒸發量加大,水资源日趨枯竭,於是進入第二個階段——初始幹涸期。在這個階段,岸區窪地和大灣脫離主體湖的過程行將結束,湖岸線裁彎,水體本身在平面上呈圓形,剩下的只有三角洲湖和沼澤窪地,所有孑遺生命都往那裏遷徙,這就是為什麽一再強調要關註湖泊三角洲的原因。然而,在這个階段仍然剩下一些水區,它們自行加深,彼此之間進行积極的水量交換,在其底部生物群落的某些種重新找到栖息地,魚類重又找到可以越冬的水域。如果水位的下降是出自天然的,其速率緩慢,那麽蘆葦來得及隨著退縮的湖岸退縮,並在新的穩定水位位置上保存下来,發揮其保護作用。如果要使已呈衰退的內陸水體恢復舊日風光,那麽就要趁水體的生態系統還有能力恢復生命的時候采取措施,使之達到其可以生存的第二階段。
  第三階段:水體被割斷的阶段,原先曾屬淺水水體統一体,各個水區在風生補偿流的作用下,受侵蝕而逐漸加深。原先分割出去的部分現已自成體系,彼此之間通過狹窄的水道(湖汊)溝通。
  由於水位下降速度過於快,所以生物系統没能適應而徹底死亡。“平碟”底上晃蕩的薄薄一泓水受強劲風的驅使猛烈拍擊湖岸,根本談不上恢復蘆葦蕩和底棲動物。剩下的只有一年生刺藻,有點像豬毛菜,生長在幹涸湖底。艾比湖正處於這個階段,以前形成的水下沙壟現已露出水面,並把艾比湖分成幾乎均等的兩個部分:西南淺水區已經幹涸,只是偶而灌進薄薄一層水;東北深水區有博爾塔拉河和精河註入,這裏还保存有兩條河以及奎屯河的三角洲,但現在奎屯河已不再註入艾比湖,取而代之的是灌溉系統排水渠的下泄水。艾比湖水位下降的速度非常快,所以只在上述三角洲河網內还保存有劫後余生的生物系统。如果現在能穩住艾比湖水位,保存艾比湖現有水域,那麽新的生物系統還能以三角洲湖泊和沼澤为基地,逐漸在全湖區恢复,水的淡化過程也可重新開始。目前該湖殘存部分的湖水礦化度约為100g/L,那裏形成奇異的生物系統,每年有成群朱鷺飛往那裏。
  第四階段:表現為水體已完全衰敗,湖泊的各個水區都在幹涸,如羅布泊、瑪納斯湖,原址已是一片鹽土。

      7 結束語

  在結束本文的時候應當指出,幹旱区內陸湖的最主要的特點是悠久的生命旅程和令人嘆為观止的生命力。他的生物系統可以在前三個階段生存和發展,而在第四個階段徹底消亡。盡管大陸性氣候嚴酷和強烈,尽管風生湖流強勁(有時還多虧他的作用),盡管蒸發量相當大,但內陸湖能生存數千年,即在現代時間尺度上也是無止盡的。
  内陸湖不僅是幹旱區氣候的指示物,而且是本流域生態系統狀況的指標。由於大多数內陸湖是天然系統和人類经濟活動系統的最後一個環節,也正是河流和氣流給這裏帶來了各種徑流以及生產廢料,所以他的生物系統最早對人類活動的幹擾作反應,第一個抗爭也是第一個受害。因此研究這个生物系統的狀況,將他们與天然的狀況對比,就可以對整個流域生態系統的狀況作出評估。
  不同地區的自然環境塑造了不同特性的湖泊,同時,湖泊的活動也不斷改變著與湖泊有關的自然環境。內陸湖不是幹旱生態系統的消極成分,恰恰相反,他是這一系統的積極成分,他為自己承受的損失會作出殘酷的報复。人與湖泊和諧發展,這就是我们為什麽要把幹旱區內陸湖泊單独提出討論,並對其狀況實行监控,持之以恒進行系統研究的原因。在進行研究時,必須比较各個湖泊的觀測資料;換而言之,監控系統應該是國際性的。

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