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        19902019年咸海水量平衡及其影響因素分析*

        2021-07-07 03:31:38昝嬋娟李均力包安明劉志斌
        湖泊科學(xué) 2021年4期

        昝嬋娟,黃 粵,李均力,劉 鐵,包安明,邢 偉,劉志斌

        (1:中國(guó)科學(xué)院新疆生態(tài)與地理研究所荒漠與綠洲生態(tài)國(guó)家重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,烏魯木齊 830011)(2:新疆維吾爾自治區(qū)遙感與地理信息系統(tǒng)應(yīng)用重點(diǎn)實(shí)驗(yàn)室,烏魯木齊 830011)(3:中國(guó)科學(xué)院大學(xué),北京 100049)

        1960年以來(lái),由于烏茲別克斯坦、哈薩克斯坦、土庫(kù)曼斯坦和吉爾吉斯斯坦四國(guó)水土資源開(kāi)發(fā),流域水資源配置改變導(dǎo)致阿姆河和錫爾河注入咸海的水量顯著減少,咸海湖泊面積急劇萎縮、水位持續(xù)降低[1-2].1987年咸海分裂為南咸海和北咸海,至2006年,南咸海再次分裂為西咸海和東咸海2個(gè)部分[3].水面面積的急劇萎縮使得咸海湖泊系統(tǒng)平衡失調(diào),生態(tài)危機(jī)愈演愈烈[4-5].咸海水量平衡結(jié)構(gòu)的變化及其驅(qū)動(dòng)機(jī)制是提出咸海生態(tài)恢復(fù)綜合治理科學(xué)方案的理論基礎(chǔ)[6-7].

        已有研究表明,1960s以來(lái)咸海呈持續(xù)萎縮的態(tài)勢(shì),1960-2009年間,咸海水面面積、蒸發(fā)量和水量分別減少了約80%、90%和88%[8],地下水對(duì)咸海水量的貢獻(xiàn)增加,來(lái)自阿姆河下游灌區(qū)的地下水已成為南咸海最主要的補(bǔ)給來(lái)源[9-10].Micklin[6]認(rèn)為咸海的萎縮遵循負(fù)反饋機(jī)制,即抵制變化和促進(jìn)穩(wěn)定的機(jī)制,湖區(qū)蒸散發(fā)遠(yuǎn)超過(guò)地表徑流量與降雨量的總和[11-12].隨著咸海面積的減少,蒸發(fā)損失顯著減少,區(qū)域水循環(huán)系統(tǒng)將趨于平衡[13].以往研究多從流域尺度探討氣候變化和人類(lèi)活動(dòng)對(duì)咸海湖泊面積、水量的影響[6,9,11,14-15],各國(guó)學(xué)者普遍認(rèn)同灌溉和水庫(kù)蓄存為主的人類(lèi)活動(dòng)是影響咸海水量長(zhǎng)期變化的主導(dǎo)因素[6].然而,蘇聯(lián)解體后中亞各國(guó)水資源開(kāi)發(fā)利用模式發(fā)生了顯著變化,耕地?cái)U(kuò)張規(guī)模和速度減緩[2],加之氣候變化的聯(lián)合影響,咸海水量平衡及其主導(dǎo)因素也隨之發(fā)生變化,但前期研究中對(duì)此關(guān)注較少.1987年咸海分裂為北部的小咸海和南部的大咸海兩個(gè)水體,1992-2005年科卡拉爾大壩的修建,阻隔了咸海南、北兩部分的地表水交換,導(dǎo)致南、北咸海水量變化差異顯著.Benduhn和Renard[7]基于水量平衡要素估算了1990年以前流入南咸海的地下水年變化量;Crétaux等[13]基于遙感和觀測(cè)數(shù)據(jù)建立水量平衡模型,分析了1992-2005年間南咸海水量平衡要素的變化;Gaybullaev等[8]基于觀測(cè)數(shù)據(jù)分析了1960-2009年期間的水量和鹽度平衡變化.Wang等[16]指出2005年后咸海退縮或有減緩趨勢(shì),這意味著咸海已進(jìn)入新的水量平衡狀態(tài)中.以上研究多集中于2009年以前,目前缺少對(duì)新?tīng)顟B(tài)下湖泊水量平衡要素變化、互動(dòng)關(guān)系及其影響因素的定量解析.

        因此,本文選擇咸海湖區(qū)和阿姆河下游努庫(kù)斯灌區(qū)(又稱(chēng)卡拉卡爾帕克斯坦灌區(qū))為典型研究區(qū),基于1990-2019年Landsat TM/ETM+/OLI數(shù)據(jù),提取湖泊面積、水位變化信息,計(jì)算湖泊水量;利用高精度土地利用數(shù)據(jù),綜合多種方法計(jì)算灌區(qū)與湖區(qū)耗水;結(jié)合氣象、水文觀測(cè)數(shù)據(jù),建立水量平衡模型,分析了湖泊水量、蒸散發(fā)耗水、降水、入湖徑流、地下水(余項(xiàng))等水量平衡要素變化,定量解析了水量收入與水量支出間的互動(dòng)關(guān)系;并從咸海地區(qū)和流域2個(gè)尺度,探討了氣候變化和人類(lèi)活動(dòng)對(duì)南、北咸海水量的差異性影響, 研究結(jié)果可為咸海地區(qū)水資源調(diào)控與生態(tài)保護(hù)提供數(shù)據(jù)支持.

        1 研究區(qū)概況

        咸海位于烏茲別克斯坦與哈薩克斯坦兩國(guó)交界處,地處圖蘭低地,是阿姆河和錫爾河的尾閭湖[2].至1987年,阿姆河中下游灌溉面積的增加使得阿姆河間歇性斷流,大部分年份無(wú)地表徑流直接輸入南咸海;1992-2005年期間科卡拉爾大壩的修建,將南、北咸海完全分離,切斷了南北咸海間的直接水量交換[17].由于南咸海近湖周邊缺少入湖徑流觀測(cè)資料,入湖徑流多選用阿姆河下游的Samambay水文站水文觀測(cè)數(shù)據(jù),因此南咸海(大咸海)通常包含烏茲別克斯坦的努庫(kù)斯灌區(qū)[13],本研究選取努庫(kù)斯灌區(qū)上游的Samambay水文站和錫爾河尾閭的Karateren水文站作為研究區(qū)的入流站點(diǎn)(圖1).研究區(qū)地理位置介于58°7′~62°2′E和41°16′~46°52′N(xiāo),面積共9.07萬(wàn)km2,整體地勢(shì)東高西低,咸海北岸地勢(shì)高低不平,東岸和南岸地勢(shì)較平坦,西岸比較陡峭,海拔高程為-8~255 m.研究區(qū)土地利用類(lèi)型包括耕地、草地、灌叢、水體和濕地等,其中耕地面積占9%,濕地面積占1%;其中耕地主要分布于灌區(qū)內(nèi),草地與灌木廣泛分布于咸海湖泊周邊和灌區(qū),濕地主要分布于灌區(qū)與湖泊的過(guò)渡帶.區(qū)域年均最高溫為-9.7~40℃,年均最低溫為-19~22.3℃,年降水量不足200 mm,年均蒸發(fā)量為1100~1300 mm.

        圖1 咸海研究區(qū)

        2 材料與方法

        2.1 數(shù)據(jù)收集

        本文遙感數(shù)據(jù)來(lái)源于美國(guó)地質(zhì)調(diào)查局(http://glovis.usgs.gov/),包括1990-2019年Landsat TM/ETM+/OLI 數(shù)據(jù)共96期,時(shí)相集中于5-10月,用于湖泊面積信息提??;1990-2019年湖泊水位信息由TOPEX/Poseidon(T/P)衛(wèi)星以及Jason1/2測(cè)高衛(wèi)星數(shù)據(jù)產(chǎn)品獲得[13,18].

        從中國(guó)科學(xué)院“地球系統(tǒng)科學(xué)數(shù)據(jù)共享平臺(tái)-新疆與中亞科學(xué)數(shù)據(jù)共享平臺(tái)”獲取的1990、2000、2010、2015年四期土地利用與覆蓋數(shù)據(jù),一級(jí)分類(lèi)包括農(nóng)田、林地、灌木、草地、水域、建設(shè)用地、裸地7種土地覆被類(lèi)型,空間分辨率為30 m×30 m,用于灌區(qū)和生態(tài)耗水計(jì)算;同時(shí),下載了歐洲太空局CCI全球土地覆蓋數(shù)據(jù)(https://www.esa-landcover-cci.org),空間分辨率為300 m×300 m,用于提取1992-2015年咸海流域耕地面積變化時(shí)序.

        氣象數(shù)據(jù)采用英國(guó)East Anglia大學(xué)Climatic Research Unit(CRU)發(fā)布的CRU TS4.04數(shù)據(jù)(http://data.ceda.ac.uk/badc/cru/data/cru_ts/),空間分辨率為0.5°×0.5°,時(shí)段為1990-2019年,下載參量包括月均最高溫、月均最低溫、月均溫和降水量;氣象站點(diǎn)數(shù)據(jù)由烏茲別克斯坦農(nóng)業(yè)與水資源部提供,采用研究區(qū)內(nèi)Nukus、Chimbay、Kungrad三個(gè)氣象站的常規(guī)觀測(cè)數(shù)據(jù),數(shù)據(jù)時(shí)段與CRU數(shù)據(jù)一致,包括日平均最高氣溫、日平均最低氣溫、日均溫、2 m處風(fēng)速、日降水量.

        水文站點(diǎn)徑流觀測(cè)數(shù)據(jù)由烏茲別克斯坦農(nóng)業(yè)與水資源部提供,咸海湖區(qū)入流水文站點(diǎn)分別選擇位于努庫(kù)斯灌區(qū)入口的阿姆河Samambay站和位于錫爾河入湖口的Karateren站[18];為開(kāi)展湖泊變化的歸因分析,收集了阿姆河上游的Kelif站、干流Kerki站和Tuyamuyun站以及錫爾河上游的Uchkurgan站,以及三角洲入流站點(diǎn)Kazalinsk站的徑流觀測(cè)數(shù)據(jù);為保持分析時(shí)間尺度一致,水文數(shù)據(jù)時(shí)段均采用1990-2019年.

        2.2 湖泊水量計(jì)算

        基于1990-2019年間共96期Landsat影像,采用“全域-局部”自適應(yīng)迭代的閾值分割方法提取湖泊面積信息[19].利用T/P衛(wèi)星、Jason1/2陸地測(cè)高數(shù)據(jù)產(chǎn)品獲取1990-2019年的湖泊水位信息.湖盆地形數(shù)據(jù)采用Crétaux等[13]建立的咸海數(shù)字湖底模型(DBM),依此建立咸海水位-面積-庫(kù)容關(guān)系曲線,利用遙感湖泊面積、水位變化信息估算咸海儲(chǔ)水量.

        2.3 區(qū)域耗水計(jì)算

        2.3.1 潛在蒸散發(fā)計(jì)算 潛在蒸散發(fā)是農(nóng)田灌溉管理、作物需水量估算、稀缺資料地區(qū)水量平衡等研究中的重要參量.本文采用聯(lián)合國(guó)糧食及農(nóng)業(yè)組織(FAO)推薦的彭曼(Penman-Monteith)公式(公式(1))[20],根據(jù)最高溫、最低溫和風(fēng)速來(lái)估算研究區(qū)潛在蒸散發(fā).該方法中主要輸入項(xiàng)為氣候參數(shù),在咸海缺資料地區(qū)數(shù)據(jù)相對(duì)簡(jiǎn)單易得,且已有眾多學(xué)者運(yùn)用彭曼公式在干旱地區(qū)進(jìn)行潛在蒸散量的計(jì)算,準(zhǔn)確性相對(duì)較高[21-23].

        (1)

        式中,ET0為參考作物蒸散量(mm/d);Rn為地表凈輻射(MJ/(m2·d));G為土壤熱通量(MJ/(m2·d));T為地表2 m處平均氣溫(℃);u2為2 m處風(fēng)速(m/s);es為飽和蒸氣壓(kPa);ea為實(shí)際蒸氣壓(kPa);es-ea為飽和蒸氣壓差(kPa);Δ為蒸氣壓曲線斜率(kPa/℃),γ為干濕表常數(shù)(kPa/℃).

        由FAO操作手冊(cè)獲得入射太陽(yáng)輻射Rs,依據(jù)缺失輻射數(shù)據(jù)的計(jì)算方法得到地表凈輻射Rn,u2來(lái)自氣象站數(shù)據(jù),es是月均最高溫(Tmax)和最低溫(Tmin)對(duì)應(yīng)的飽和蒸氣壓的平均值(式(2)),ea是露點(diǎn)溫度Tdew對(duì)應(yīng)的飽和蒸氣壓,在本文中采用月均最低溫Tmin來(lái)近似替代露點(diǎn)溫度Tdew(式(3)),Δ基于月均溫T計(jì)算(式(4)),γ是高程的函數(shù)(式(5)).

        (2)

        (3)

        (4)

        (5)

        式中,P為大氣壓(kPa),z為海拔高度(m).

        2.3.2 農(nóng)作物蒸散發(fā)計(jì)算 采用作物系數(shù)法來(lái)估算研究區(qū)內(nèi)作物蒸散發(fā)量(ETc)[24].作物系數(shù)法估算作物需水量是以聯(lián)合國(guó)糧食及農(nóng)業(yè)組織(FAO)提供的Kc系數(shù)乘以Penman-Monteith公式計(jì)算出的潛在蒸散發(fā)(ET0)獲得(式(6)),即:

        ETc=Kc·ET0

        (6)

        2.3.3 荒漠植被蒸散發(fā)計(jì)算 本文荒漠植被生態(tài)需水量采用面積定額法計(jì)算[25],荒漠植被的生態(tài)需水定額的選取可參照阿姆河下游相關(guān)研究成果[26-27].面積定額法是以某一區(qū)域某一類(lèi)型植被的面積乘以其生態(tài)用水定額,計(jì)算得到的水量即為生態(tài)需水量, 其公式為:

        (7)

        式中,W為區(qū)域植被生態(tài)需水總量(m3);Ai為第i類(lèi)型植被的面積(m2);n為植被種類(lèi)總數(shù);Pi為第i類(lèi)型植被生態(tài)需水定額(m3/m2).

        2.4 水量平衡模型

        某時(shí)段湖泊庫(kù)容差與增(減)水的關(guān)系,可用水量平衡方程式[28]表示:

        (8)

        式中,Δt為計(jì)算時(shí)段(a);ΔV為湖泊庫(kù)容變化量(m3);A為湖泊水面面積(m2),A是水位(h)的函數(shù);P為研究區(qū)內(nèi)降雨量(mm);E為研究區(qū)內(nèi)總蒸發(fā)量(mm);Qin為入湖水量(m3);Qout為出湖水量(m3).

        由于咸海是阿姆河及錫爾河的尾閭湖,屬于封閉湖泊,沒(méi)有出水河流,根據(jù)咸海地區(qū)實(shí)際情況,將水量平衡方程表示為:

        (9)

        式中,Q河流入為河流入湖水量,Q地下入、Q地下出分別為地下水入、出湖水量.余項(xiàng)表示為:

        Q余項(xiàng)=Q地下入-Q地下出

        (10)

        2.5 相關(guān)分析

        為探究咸海水量平衡要素變化與環(huán)境因子之間的相關(guān)性,采用Pearson相關(guān)系數(shù)表示各變量之間的相關(guān)關(guān)系[29].

        3 結(jié)果分析

        3.1 咸海水量變化

        基于歷史湖盆數(shù)據(jù)和文獻(xiàn)資料[7,12-13,15],建立水位-面積-庫(kù)容關(guān)系曲線,依據(jù)遙感面積、水位數(shù)據(jù)時(shí)間序列計(jì)算咸海水儲(chǔ)量的變化如圖2.1990-2019年,咸海水量持續(xù)減少,由1990年的3022.8×108m3減少到2008年的932.6×108m3,進(jìn)而縮減至2019年的751.2×108m3,共減少了2271.6×108m3(約75.15%),年平均變化率為-78.3×108m3/a.其中,1990-2008年為咸海急劇萎縮期(約69.15%),年均變化率達(dá)到-116.1×108m3/a;而2009-2019年間,咸海水量萎縮速率明顯減緩(約18.1%),年均變化率為-16.6×108m3/a.南咸海水量變化趨勢(shì)與咸海整體的面積變化趨勢(shì)基本一致,其水量從1990年的2804.4×108m3減少到了2019年的487.5×108m3,萎縮速率高達(dá)79.9×108m3/a;北咸海水量呈波動(dòng)的上升狀態(tài),水量從1990年分裂之初的218.4×108m3波動(dòng)增加至2019年的263.7×108m3,增加了45.3×108m3(約20.8%),年均變化率為1.56×108m3/a.

        圖2 1990-2019年南、北咸海面積(a)、水位和水量(b)變化

        3.2 咸海水量平衡要素變化

        3.2.1 降水 1990-2019年期間,研究區(qū)多年平均降水量為137.17 mm,變化速率約1.15 mm/10 a,總體小幅增加,在2003、2016年出現(xiàn)最大值,但都小于200 mm(圖3a).其中,1990-1999年研究區(qū)降水呈減少趨勢(shì),南部地區(qū)降水減少明顯,平均降水量為131.57 mm;2000-2009年,咸海地區(qū)大范圍出現(xiàn)降水減少趨勢(shì),但減小速率較1990-1999年緩和,平均降水量為138.21 mm;而2010-2019年期間,咸海南部地區(qū)降水小幅度增加,平均降水量為142.23 mm.

        3.2.2 入湖徑流 1990-2019年期間,阿姆河入湖徑流量總體大于錫爾河,阿姆河年均入湖徑流量為83.6×108m3/a,年際變化較大,呈現(xiàn)波動(dòng)減少趨勢(shì),2001年最低,為4.03×108m3;錫爾河年均入湖徑流量為54.74×108m3/a,呈現(xiàn)波動(dòng)趨勢(shì)但相對(duì)穩(wěn)定,入湖徑流量在2001年之后有所回升,1990-2001年期間年均入湖徑流量為45.8×108m3/a,2002-2019年錫爾河年均入湖徑流量為60.7×108m3/a.從2條河流年內(nèi)變化來(lái)看,月徑流量變化特征明顯不同,阿姆河峰值出現(xiàn)在夏季7、8月,而錫爾河峰值常出現(xiàn)在3、4月(圖3b).

        圖3 1990-2019年咸海地區(qū)氣象站降水量變化(a)及入湖水文站徑流量變化(b)

        3.2.3 蒸散發(fā)耗水量 如圖4所示,1990-2015年,研究區(qū)蒸散發(fā)總量持續(xù)減少.咸海水體蒸發(fā)量為主要減少量,由于咸海持續(xù)萎縮,導(dǎo)致水面面積銳減,水面蒸發(fā)隨之減少;1990年咸海湖泊蒸發(fā)量占區(qū)域水體蒸發(fā)總量的97%,后由于咸海湖泊急劇萎縮,2015年這一比例減少至87%;1990s蒸發(fā)量為1182 mm/a,與Benduhn[7]的研究結(jié)果相近;1990-2015年,咸海研究區(qū)內(nèi)農(nóng)田的蒸散發(fā)量增加了9.97×108m3,同期耕地面積除2010年減小外均呈小幅增加,種植結(jié)構(gòu)變化較大;天然植被的蒸散發(fā)量小幅波動(dòng),總體變化不大;由于濕地面積的增加,濕地蒸散發(fā)量持續(xù)增加,2015年濕地蒸散發(fā)量為1990年的2.7倍.與1990年相比,2015年咸海區(qū)域蒸散發(fā)總量減少251.56×108m3;南咸海地區(qū)蒸散發(fā)總量減少,其中水面蒸發(fā)減少353.1×108m3;北咸海地區(qū)蒸散發(fā)總量增加,其中水面蒸發(fā)增加7.52×108m3.

        圖4 咸海地區(qū)蒸散發(fā)計(jì)算結(jié)果

        3.2.4 余項(xiàng) 由于目前沒(méi)有咸海地區(qū)地下水交換的實(shí)際觀測(cè)資料,依據(jù)建立的水量平衡公式,余項(xiàng)定義為其他水量平衡要素與庫(kù)容差的差值,近似為地下水變化量.以咸海研究區(qū)整體為計(jì)算單元,1990、2000、2010和2015年水量平衡要素變化量如圖5.余項(xiàng)在-327.1×108~147.1×108m3之間,2010年達(dá)到最大值147.1×108m3.總的來(lái)說(shuō),咸海地區(qū)蒸散發(fā)量減少而入湖徑流量增加.隨著咸海水面的持續(xù)萎縮,水面蒸發(fā)量逐年減小,水量收入與水量支出間的缺口越來(lái)越小.

        圖5 咸海研究區(qū)水量平衡變化

        1990s初,北咸海水量平衡的正向變化引起北咸海水位抬升;為了阻擋水位升高后北咸海水量再次流入南咸海,哈薩克斯坦于2005年在Berg海峽建成科卡拉爾大壩[27].Aladin等[30]指出在Berg海峽修建大壩對(duì)北咸海的水量平衡產(chǎn)生了顯著影響,但并沒(méi)有證據(jù)表明大壩會(huì)加速南咸海的干涸.當(dāng)大壩被毀壞時(shí)并未監(jiān)測(cè)出水流入南咸海,而衛(wèi)星影像顯示有季節(jié)性水流向南流動(dòng),其中一部分消失在大壩南部的Kokaral半島,一部分少量水流入南咸海的東部區(qū)域.因此,可認(rèn)為由北咸海流入南咸海的水量非常小,包含在余項(xiàng)計(jì)算的不確定性中,在水量平衡計(jì)算中可忽略不計(jì)[13].圖6為大壩阻隔下,南、北咸海水量平衡分析結(jié)果.研究表明,1990-2015年南、北咸海水量平衡結(jié)構(gòu)與變化過(guò)程差異顯著.北咸海自1990s初已實(shí)現(xiàn)了水量平衡的正向增長(zhǎng),水域面積持續(xù)增加;而南咸海一側(cè),雖然湖區(qū)的水量收入依然處于波動(dòng)減小的趨勢(shì),但蒸散發(fā)的減小速率和幅度更大,使得2010年后,阿姆河河道來(lái)水與降水基本能夠滿足南咸海地區(qū)農(nóng)業(yè)、生態(tài)耗水和湖泊蒸發(fā)的需求,南咸?;具M(jìn)入了一個(gè)變化緩慢的狀態(tài).

        圖6 北咸海(a)和南咸海(b)水量平衡變化

        3.3 水量平衡要素變化對(duì)咸海水量的影響

        在咸海區(qū)域尺度,作物與植被蒸散發(fā)和水體蒸發(fā)是水量耗散的主要途徑,水量收入與支出間的互動(dòng)關(guān)系,決定著咸海歷史演變進(jìn)程與未來(lái)趨勢(shì).以往研究多關(guān)注流域尺度氣候變化因子、耕地面積變化與咸海水量的關(guān)系,而對(duì)咸海地區(qū)水量平衡要素對(duì)湖泊水量的驅(qū)動(dòng)機(jī)制評(píng)估較少[31].如表1所示,咸海水量變化與湖區(qū)氣溫和降水的相關(guān)性低,而與阿姆河來(lái)水呈顯著的正相關(guān)關(guān)系(均通過(guò)95%置信度檢驗(yàn)),與努庫(kù)斯灌區(qū)農(nóng)業(yè)耗水量呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系(通過(guò)了99%置信度檢驗(yàn)).此外,湖泊水量與水體蒸發(fā)呈顯著正相關(guān)關(guān)系,且相關(guān)性最大,相關(guān)系數(shù)為0.962(通過(guò)了99%置信度檢驗(yàn)),這是由于湖泊水量與水體蒸發(fā)均通過(guò)湖泊面積計(jì)算,存在很強(qiáng)的自相關(guān)關(guān)系.努庫(kù)斯灌區(qū)耕地面積與咸海水量之間沒(méi)有明顯的相關(guān)關(guān)系,但灌區(qū)農(nóng)業(yè)耗水量與咸海、南咸海水量的相關(guān)系數(shù)分別為-0.621、-0.629,均通過(guò)99%置信度檢驗(yàn),表明努庫(kù)斯灌區(qū)內(nèi)種植結(jié)構(gòu)和灌溉方式對(duì)咸海水量有較大影響.南咸海水量變化的相關(guān)因素與咸海一致,而北咸海水量變化僅與水體蒸發(fā)呈顯著的正相關(guān)關(guān)系,與區(qū)域的溫度、降水和錫爾河的來(lái)水均無(wú)顯著相關(guān)關(guān)系.

        表1 1990-2015年咸海水量與湖區(qū)水量平衡要素的相關(guān)系數(shù)

        3.4 討論

        從長(zhǎng)期來(lái)看,咸海的退縮是整個(gè)咸海流域氣候、水資源與社會(huì)經(jīng)濟(jì)系統(tǒng)變化共同影響的結(jié)果.Savitskiy等[32]的研究結(jié)果顯示,1950-2001年咸海流域的年平均氣溫增加了0.6~1.2℃,年平均降水量的變化很小,且年平均徑流量變化也很小.Asarin等[27]指出,1932-2006年期間阿姆河和錫爾河流域天然徑流呈波動(dòng)變化,并未呈現(xiàn)顯著的增加或減少趨勢(shì).Wang[16]的分析表明,1960-2019年咸海流域上游山區(qū)降水以21.27 mm/10 a的速率增加,氣溫則以0.20℃/10 a左右的速率持續(xù)升高.但近30年來(lái)(1990-2019)阿姆河與錫爾河流域上游山區(qū)降水表現(xiàn)出不同的變化趨勢(shì),阿姆河上游降水小幅減少,而錫爾河上游地區(qū)降水則為增加趨勢(shì),增幅約0.17 mm/10 a(圖7a).

        如圖7b所示,從水資源總量來(lái)看,1930s以來(lái),阿姆河和錫爾河徑流總體變化平穩(wěn)[27],但其變化具有階段性的差異.1950s-1980s阿姆河的上游來(lái)水量具有減少趨勢(shì),1980s-1990s具有增長(zhǎng)趨勢(shì),2000年以后有減少趨勢(shì).1980s之前的減少趨勢(shì)較2000年以后的減少趨勢(shì)顯著.1990-2015年,阿姆河上游出山口(Termez站)徑流呈小幅減少趨勢(shì)[27],中游入口Kerki站和下游入口Tuyamuyun站徑流量則呈波動(dòng)減少趨勢(shì),與阿姆河入湖站點(diǎn)變化趨勢(shì)一致,2個(gè)站點(diǎn)徑流與南咸海入湖水量的相關(guān)系數(shù)分別為0.86和0.93(圖8).錫爾河上游來(lái)水在長(zhǎng)期上呈增加趨勢(shì),在1970s-1980s有較明顯的減少趨勢(shì),1990年后出山口徑流呈增加趨勢(shì)[27],與錫爾河三角洲入口Kazalinsk站和北咸海入湖徑流量變化一致.

        圖7 咸海流域上游山區(qū)降水量(a)與徑流量(b)變化

        圖8 1990-2015年阿姆河與錫爾河關(guān)鍵節(jié)點(diǎn)來(lái)水量與咸海入湖徑流量的關(guān)系

        目前,各國(guó)學(xué)者普遍認(rèn)同人類(lèi)活動(dòng)對(duì)咸海萎縮的長(zhǎng)期影響較氣候變化更為顯著[27].Micklin[6]認(rèn)為以灌溉取水為主的人類(lèi)活動(dòng)在1911-2010年期間咸海萎縮中起主導(dǎo)作用.楊雪雯等[29]的研究表明,1960-2015年期間咸海面積與咸海流域灌溉面積和水庫(kù)容量均呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系.Wang[16]認(rèn)為蘇聯(lián)解體后咸海流域取水量減少是咸海萎縮減緩的主要原因之一.鄧銘江等[2]的研究表明,1960-1980年是咸海流域耕地?cái)U(kuò)張?jiān)黾幼顬檠杆俚?0年,增幅達(dá)54.3%;1980-1990年期間,灌溉面積繼續(xù)增加但增幅不足5%.1990-2015年,阿姆河流域耕地面積增加1500 km2,其中中游和下游灌區(qū)耕地面積分別增加850和650 km2.錫爾河流域耕地面積總體變化較小,2015年較1992年增加730 km2,主要分布在流域的上游和下游地區(qū).可見(jiàn)蘇聯(lián)解體后,咸海流域灌溉面積雖然仍有增加,但增幅僅為1%~2%;且在錫爾河流域中游地區(qū),耕地面積出現(xiàn)了減少趨勢(shì).如圖9所示,南咸海入湖徑流量與阿姆河流域耕地面積呈顯著相關(guān),而北咸海入湖水量與錫爾河流域的耕地面積呈正相關(guān),但相關(guān)系數(shù)僅為0.28,表明1990年以來(lái),阿姆河流域耕地面積小幅增加對(duì)南咸海入湖水量有顯著影響,而北咸海入湖水量變化受錫爾河耕地面積變化影響較小.

        圖9 1992-2015年阿姆河、錫爾河流域耕地面積與南、北咸海入湖水量的關(guān)系

        綜上所述,1990s以來(lái),咸海入湖水量變化是流域氣候變化與人類(lèi)活動(dòng)共同影響的結(jié)果,入湖徑流量和蒸散發(fā)的變化直接導(dǎo)致了咸海水量平衡結(jié)構(gòu)的改變.研究中,結(jié)合多種方法計(jì)算了研究區(qū)內(nèi)耕地、濕地、荒漠植被和水域等不同土地覆被類(lèi)型的蒸散發(fā)量,減小了水量平衡計(jì)算中的不確定性;由于缺少灌區(qū)和湖區(qū)實(shí)測(cè)地下水?dāng)?shù)據(jù)的支持,并未深入探討地下徑流對(duì)咸海的補(bǔ)給作用,只從計(jì)算余項(xiàng)的總量上進(jìn)行了較粗略評(píng)估.2019年以來(lái),地下水監(jiān)測(cè)網(wǎng)絡(luò)逐步在咸海地區(qū)建立和完善,后續(xù)研究將加強(qiáng)區(qū)域地下水?dāng)?shù)據(jù)的收集與融合分析.

        4 結(jié)論

        本文以包含湖泊水域和努庫(kù)斯灌區(qū)的咸海地區(qū)為研究對(duì)象,不僅關(guān)注湖泊水量本身,同時(shí)也分析了降水、蒸散發(fā)、入湖水量和地下水等水量平衡要素的變化,并從咸海水量收入與支出互動(dòng)關(guān)系的角度定量解析了近年來(lái)咸海水量減少放緩的主要原因.研究表明,1990-2019年咸??偹砍掷m(xù)減少,其中南咸海水量與咸海整體變化趨勢(shì)一致,北咸海水量持續(xù)增加.南、北咸海水量平衡差異顯著,由于錫爾河來(lái)水量增加以及科卡拉爾大壩的攔截作用,1990s初以來(lái),北咸海水量平衡出現(xiàn)正增長(zhǎng),導(dǎo)致湖泊水位不斷抬升;南咸海方面,阿姆河上游來(lái)水減少和中下游地區(qū)耕地小幅增加導(dǎo)致入湖水量波動(dòng)減小,而1990-2008年期間湖面急劇萎縮導(dǎo)致水量蒸發(fā)大幅減小,2009年以來(lái)一些年份湖區(qū)水量收入超過(guò)水量支出,地下水出現(xiàn)了正向補(bǔ)給,南咸海水量變化趨于平穩(wěn).未來(lái)咸海地區(qū)水資源調(diào)控與管理中,需針對(duì)南、北咸海水量平衡狀態(tài),并充分考慮其變化主導(dǎo)因素,制定適宜的措施與策略.

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