王 正， 黃 粵， 劉 鐵， 鐘瑞森， 昝嬋娟， 王曉飛

（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，新疆 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，新疆 烏魯木齊 830011；3.中國(guó)科學(xué)院大學(xué)，北京 100049）

中亞地區(qū)幅員遼闊，山區(qū)—綠洲—荒漠—尾閭湖是內(nèi)陸河流域水形成與水利用的典型系統(tǒng)。氣候變化一方面影響了山區(qū)水資源的形成與賦存方式，另一方面也加劇了綠洲與荒漠水資源耗散的過(guò)程；加之人類(lèi)活動(dòng)影響日益深入，中亞內(nèi)陸河流域水資源變化及時(shí)空差異顯著，加劇了區(qū)域、流域尺度的水資源短缺，進(jìn)一步誘發(fā)了中下游地區(qū)特別是尾閭湖區(qū)的生態(tài)問(wèn)題［1-2］。巴爾喀什湖是中亞干旱區(qū)典型內(nèi)陸湖，具有湖水面積大、相對(duì)較淺的特點(diǎn)，擁有豐富的濕地和水生動(dòng)植物資源［3］。由于流域內(nèi)氣候變化和農(nóng)業(yè)灌溉，特別是卡普恰蓋水庫(kù)蓄水等因素，導(dǎo)致巴爾喀什湖在20 世紀(jì)70—80 年代水量急劇減少，造成了湖面水位下降和三角洲生態(tài)環(huán)境惡化［4-5］，引起了哈薩克斯坦國(guó)內(nèi)和國(guó)際社會(huì)的廣泛關(guān)注。

近年來(lái)，一些學(xué)者聚焦湖泊水文特征進(jìn)行分析［6-11］，如水位、面積的變化等。研究表明，巴爾喀什湖水位變化呈現(xiàn)周期性的豐枯交替特征，1879—2015 年，巴爾喀什湖水位在340～344 m 呈明顯豐枯周期性變化，變化周期為48～52 a［6-7］。20世紀(jì)70年代至21世紀(jì)初巴爾喀什湖經(jīng)歷一次豐枯過(guò)程，其中水位在1970—1987 年內(nèi)持續(xù)降低［6-8］，1987 年到達(dá)最小值，相較1970年水位降低了約2.38 m［12-13］，面積隨水位降低而萎縮了約790 km2，主要體現(xiàn)在烏澤納拉爾水道南部和三角洲附近［9］；1987 年以后水位開(kāi)始上升，2005年達(dá)到有觀測(cè)資料以來(lái)的歷史最高水位343.01 m，湖泊面積也得到相應(yīng)的恢復(fù)。1970—1990 年湖泊水量急劇減少至750 km3，1990 年后水量逐漸恢復(fù)。然而，湖泊水文特征演變是湖體水量平衡變化的外在反映，目前有關(guān)巴爾喀什湖湖泊水量平衡的研究較少［13-15］。鄧銘江等［12］和龍愛(ài)華等［13］指出由于卡普恰蓋水庫(kù)修建和水庫(kù)左岸灌區(qū)農(nóng)業(yè)灌溉引水，70年代伊犁河干流入湖量較1936—1969年均值低了24.28%；Nakayama等［16］基于遙感數(shù)據(jù)提取巴爾喀什湖面積變化，結(jié)合湖泊水位觀測(cè)數(shù)據(jù)和氣象數(shù)據(jù)，分析了1960—1991年巴爾喀什湖水量平衡變化。20 世紀(jì)90 年代以來(lái)，隨著蘇聯(lián)解體，哈國(guó)大面積耕地撂荒，灌溉引水減少，入湖水量回升，巴爾喀什湖水位也逐漸回升，巴爾喀什湖進(jìn)入新的水量平衡狀態(tài)。然而，以往對(duì)于巴爾喀什湖水量平衡的研究工作多集中于2012年之前，缺乏對(duì)近期湖泊水量平衡要素變化及互動(dòng)關(guān)系的分析，對(duì)于氣候變化與人類(lèi)活動(dòng)影響缺少定量解析與評(píng)估。

因此，本文選擇位于哈薩克斯坦境內(nèi)的巴爾喀什湖為典型研究區(qū)，基于1992—2020年Landsat TM/ETM+/OLI和Jason1/2/3數(shù)據(jù)，提取湖泊面積、水位變化信息，結(jié)合歷史文獻(xiàn)數(shù)據(jù)，計(jì)算湖泊水量變化；利用氣象再分析數(shù)據(jù)集，綜合多種方法計(jì)算湖區(qū)耗水；建立水量平衡模型，分析湖泊水量、蒸散發(fā)、降水、入湖徑流、地下水等水量平衡要素變化特征，解析水量收入與支出間的互動(dòng)關(guān)系；并從湖區(qū)和流域兩個(gè)尺度，定量區(qū)分了氣候變化與人類(lèi)活動(dòng)對(duì)湖泊水量變化的影響。研究結(jié)果可為巴爾喀什湖流域水資源管理與生態(tài)保護(hù)提供數(shù)據(jù)支持。

1 數(shù)據(jù)與方法

1.1 研究區(qū)概況

巴爾喀什湖（簡(jiǎn)稱(chēng)巴湖）是位于哈薩克斯坦共和國(guó)東南部的內(nèi)陸湖，處于巴爾喀什湖—阿拉湖盆地（圖1）。湖泊中部有一半島——薩雷耶西克半島，半島從南岸伸向北岸，將湖分為東西兩部分［3］。湖區(qū)多年平均氣溫約6.2 ℃，多年平均降水約160 mm［17］。巴爾喀什湖主要由5條河流匯入，分別是伊犁河、卡拉塔爾河、阿克蘇河、列普瑟河和阿亞古茲河，其中阿亞古茲河于1986 年不再有地表徑流注入巴湖［12］。發(fā)源于天山山脈的伊犁河自東向西注入西湖，是巴湖的主要水源；而注入東湖的4條河流徑流量遠(yuǎn)小于伊犁河，東湖蒸發(fā)量遠(yuǎn)遠(yuǎn)超過(guò)河流補(bǔ)給量，導(dǎo)致了湖泊東咸西淡的鹽度分布?？ㄆ涨∩w水庫(kù)位于伊犁河上，建成于1970 年，水庫(kù)設(shè)計(jì)正常水位485 m，水庫(kù)面積1847 km2，總蓄水量28.14 km3，是伊犁河—巴爾喀什湖流域最大的水庫(kù)［18］。

圖1 研究區(qū)示意圖Fig.1 Map of the study area

1.2 數(shù)據(jù)來(lái)源與處理

湖泊面積和水位數(shù)據(jù)獲取可分為兩個(gè)階段，分別是1961—1991 年和1992—2020 年，前一階段數(shù)據(jù)來(lái)自Nakayama等［16］和龍愛(ài)華等［13］的研究，后一階段來(lái)源于美國(guó)地質(zhì)調(diào)查局（http://glovis.usgs.gov/）的遙感數(shù)據(jù)，包括1992—2020 年Landsat TM/ETM+/OLI 數(shù)據(jù)共203 景，時(shí)相集中于5—10 月，用于湖泊面積信息提?。?9］；1992—2020年湖泊水位信息由Jason1/2/3測(cè)高衛(wèi)星數(shù)據(jù)產(chǎn)品獲得。

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 TS 4.05 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1961—2020 年，下載參量包括月均溫、月降水量和月蒸散發(fā)量等。近年來(lái)，CRU高分辨率格點(diǎn)化數(shù)據(jù)集在全球得到了廣泛應(yīng)用，在中亞地區(qū)的準(zhǔn)確性和適用性也得到了驗(yàn)證［17,20-21］。研究區(qū)氣象站點(diǎn)稀疏，且湖體形狀狹長(zhǎng)，東、西湖區(qū)橫跨605 km，單一站點(diǎn)數(shù)據(jù)無(wú)法反映氣象要素在空間上的差異與變化，張玉杰等［21］將巴爾喀什湖周邊氣象站點(diǎn)數(shù)據(jù)與CRUTS v4.05 氣象數(shù)據(jù)進(jìn)行了相關(guān)性分析，發(fā)現(xiàn)氣溫與降水量觀測(cè)數(shù)據(jù)與CRUTS v4.05數(shù)據(jù)集之間呈顯著正相關(guān)關(guān)系，相關(guān)系數(shù)達(dá)到0.965 和0.951。因此，本文采用CRU 網(wǎng)格數(shù)據(jù)提取湖區(qū)平均降水序列和蒸發(fā)數(shù)據(jù)產(chǎn)品表征湖面蒸發(fā)量，該蒸發(fā)產(chǎn)品基于Penman-Monteith 公式計(jì)算得到［22-23］。

伊犁河干流卡依爾干、卡上171 和烏斯熱爾瑪水文站年徑流數(shù)據(jù)獲取自Kezer 和Matsuyama［7］、龍愛(ài)華等［13］、Dostay 等［24］和Panyushkina 等［25］的研究，其中卡依爾干和卡上171水文站年徑流數(shù)據(jù)時(shí)段為1961—2000年，烏斯熱爾瑪水文站年徑流數(shù)據(jù)和伊犁河三角洲耗水?dāng)?shù)據(jù)時(shí)段為1961—2011年，伊犁河三角洲耗水?dāng)?shù)據(jù)來(lái)源于謝蕾等［26］的研究，時(shí)段為1961—2008 年?？ɡ柡?、阿克蘇河、列普瑟河和阿亞古茲河的入湖流量數(shù)據(jù)來(lái)自國(guó)家冰川凍土沙漠科學(xué)數(shù)據(jù)中心（http://www.ncdc.ac.cn）［27］，時(shí)段為1961—2000年。

1.3 研究方法

1.3.1 湖泊水量計(jì)算 基于Nakayama 等［16］的研究獲取1961—1992年巴湖水量數(shù)據(jù)序列，依據(jù)遙感提取的1993—2020年巴湖水位、面積時(shí)間序列估算水量變化［28］：

式中：ΔV為湖泊體積從湖面高程H1和面積A1變化到高程H2和面積A2。

1.3.2 徑流時(shí)間序列插補(bǔ)和延長(zhǎng) 經(jīng)分析發(fā)現(xiàn)，伊犁河年入湖流量與巴湖年水位變化量、湖泊年水量及其年變化量具有顯著的（P＜0.05）相關(guān)關(guān)系。因此，本文采用向后逐步回歸分析法［29］，建立入湖流量與巴湖水量及水位的統(tǒng)計(jì)預(yù)測(cè)模型，插補(bǔ)2012—2020 年入湖流量。因卡普恰蓋水庫(kù)在1970—1985年內(nèi)蓄水，為消除人為因素的影響，選取1986—2011 年（1986—2005 年為擬合期，2006—2011 年為驗(yàn)證期）時(shí)間段建立入湖徑流的逐步回歸方程，模擬得到2012—2020 年入湖流量。總體來(lái)說(shuō)模型表現(xiàn)良好，預(yù)測(cè)誤差能夠控制在GB/T 22482—2008《水文情報(bào)預(yù)報(bào)規(guī)范》許可的20%以?xún)?nèi)，能較好地模擬入湖徑流的變化。此外，基于伊犁河入湖徑流和謝蕾等的［26］三角洲耗水插補(bǔ)延長(zhǎng)伊犁河三角洲入口處烏斯熱爾瑪水文站徑流數(shù)據(jù)，利用降水徑流相關(guān)法［30］插補(bǔ)延長(zhǎng)伊犁河干流上游卡依爾干站徑流數(shù)據(jù)，通過(guò)上下游相關(guān)法［30］插補(bǔ)延長(zhǎng)得到卡普恰蓋入庫(kù)卡上171 km站徑流數(shù)據(jù)。

式中：Ri為預(yù)測(cè)的伊犁河入湖流量（km3）；i是預(yù)測(cè)的年份，取2012—2020 年；CLi為對(duì)應(yīng)年份巴湖水位變化（m）；CWi為對(duì)應(yīng)年的巴湖蓄水量變化（km3）；Yi為入巴湖總徑流量（km3）；Wi為湖泊儲(chǔ)水量（km3）。

1.3.3 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［31-32］表示：

式中：Δt為計(jì)算時(shí)段（年）；ΔV為湖泊庫(kù)容變化量（m3）；A為湖泊水面面積（m2），是水位（h）的函數(shù)；P為研究區(qū)內(nèi)降水量（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）。

由于巴湖是伊犁河等入湖河流的尾閭湖，屬于封閉湖泊，沒(méi)有出水河流，因此水量平衡方程可表示為：

式中：Q河流入為河流入湖水量；Q地下入、Q地下出為地下水入湖水量、出湖水量。

2 結(jié)果與分析

2.1 巴爾喀什湖水儲(chǔ)量變化

過(guò)去60 a，巴爾喀什湖的水位和面積均呈現(xiàn)先下降后上升的趨勢(shì)（圖2a），水位在340.6～343.5 m之間波動(dòng)，且以3.6 mm·a-1的速率波動(dòng)下降了0.18 m（1970—1987 年下降速率最大，為13.1 mm·a-1），其中在1987 年降到340.6 m，接近有觀測(cè)資料以來(lái)的最低點(diǎn)，相對(duì)最高水位降低了2.4 m；之后開(kāi)始波動(dòng)增加，2004年后趨于穩(wěn)定狀態(tài)。面積在1970—1981年內(nèi)顯著減少，減少速率為38.46 km2·a-1；1982—1998年減少速率減緩，為8.61 km2·a-1，之后以21.54 km2·a-1的速率波動(dòng)增加，其中在1988年面積達(dá)到最小值16732.18 km2，相對(duì)最高面積減少了5.21%；至2005年，湖體面積恢復(fù)至20世紀(jì)70年代水平，并在17258.93～17562.67 km2之間呈波動(dòng)變化。巴湖水量呈現(xiàn)先下降后上升的變化趨勢(shì)，可分為四個(gè)階段（圖2b），第一階段，1961—1969年，湖泊水量小幅波動(dòng)，水位也呈現(xiàn)小幅波動(dòng)，整體較為穩(wěn)定；第二階段，1970—1987年，湖泊水量急劇減少，平均每年減少22.30 km3，對(duì)應(yīng)時(shí)期內(nèi)水位下降了2.31 m；第三階段，1988—2004年，水量開(kāi)始迅速增加，年增長(zhǎng)率為11.02 km3·a-1，水位抬升了1.72 m，其中1999年前增長(zhǎng)率為0.52 km3·a-1，1999 年后增長(zhǎng)率為38.03 km3·a-1；第四階段，2005—2020年，水量在1061.51 km3上下小幅波動(dòng)，約是20 世紀(jì)60 年代水儲(chǔ)量的95%左右。

圖2 1961—2020年巴爾喀什湖水位、面積（a）和水量（b）變化Fig.2 Variations in water level,area and water volume of Lake Balkhash from 1961 to 2020

2.2 巴爾喀什湖水量平衡要素變化

2.2.1 降水 CRU 降水?dāng)?shù)據(jù)顯示，過(guò)去60 a 內(nèi)湖區(qū)年均降水量為194.78 mm·a-1，總體未出現(xiàn)顯著的趨勢(shì)性變化，與已有研究結(jié)果基本一致［17,33］（圖3）；湖面降水多年平均值為3.35 km3·a-1，1974年降水量最小 為1.42 km3，1988 年 最 大 為4.73 km3。其 中，1961—1969 年湖面降水比多年平均值高了0.16 km3，而1970—1980 年平均降水量為2.98 km3，比多年平均值低了0.36 km3；1981—1997 年內(nèi)湖面降水呈現(xiàn)明顯的波動(dòng)減少趨勢(shì)，多年平均值為3.19 km3；1997年后湖面降水量波動(dòng)較大且明顯增加，但仍在多年平均值上下波動(dòng)，多年平均降水量為3.56 km3。

圖3 1961—2020年巴爾喀什湖區(qū)年降水量變化Fig.3 Variations in annual precipitation at Lake Balkhash from 1961 to 2020

2.2.2 入湖徑流 入湖徑流是巴湖水量的主要收入來(lái)源，其中伊犁河入湖徑流的變化和入湖總徑流的變化規(guī)律基本一致（圖4）。過(guò)去60 a入湖徑流年際變化較大，年均入湖總徑流約14.04 km3，其中伊犁

圖4 1961—2020年巴爾喀什湖入湖徑流量變化Fig.4 Variations in the annual runoff of Lake Balkhash into the lake from 1961 to 2020

河年均入湖流量為10.84 km3，而卡拉塔爾河、阿克蘇河、列普瑟河和阿亞古茲河四河的多年平均入湖徑流量約3 km3。1960—1969 年期間入湖總徑流具有高位震蕩的特點(diǎn)；1970 年入湖徑流驟減，1970—1986年保持顯著減少趨勢(shì)，最低值達(dá)8.90 km3；之后入湖徑流逐漸增加，并于1999 年達(dá)到了1970 年之后的第一次峰值20.01 km3，2000—2004年一直維持在高水平；但2004年后入湖徑流相對(duì)前一時(shí)期波動(dòng)減少。

2.2.3 蒸發(fā)耗水量 湖面蒸發(fā)是主要的巴湖水量支出，過(guò)去60 a內(nèi)，隨著湖區(qū)氣溫升高，湖面潛在蒸發(fā)量呈增加趨勢(shì)；水體蒸發(fā)量呈波動(dòng)增加的趨勢(shì)，年際變化較大（圖5）。其中1961—1980 年，蒸發(fā)量以0.03 km3·a-1的速率波動(dòng)增加；1981—1990年波動(dòng)減少，減少速率為0.12 km3·a-1，1987 年蒸發(fā)量達(dá)到最小值16.1 km3；1991—2010 年內(nèi)蒸發(fā)量以0.08 km3·a-1的速率波動(dòng)增加，2008年蒸發(fā)量達(dá)到最大值20.3 km3，2010年之后變化無(wú)明顯趨勢(shì)。在整個(gè)時(shí)段內(nèi)，湖面蒸發(fā)量的增加趨勢(shì)并不顯著，這是由于蒸發(fā)受到多因素的影響，如湖面面積、湖區(qū)氣溫、風(fēng)速、濕度、輻射、氣壓和相對(duì)濕度等，湖面蒸發(fā)量的變化是多因素共同作用的結(jié)果。總的來(lái)說(shuō)在1961—2010年平均水體蒸發(fā)量為17.95 km3·a-1，與龍愛(ài)華等［13］和Nakayama等［16］的研究結(jié)果相近。

圖5 1961—2020年湖面蒸發(fā)量（a）和潛在蒸發(fā)量、湖區(qū)氣溫（b）的變化Fig.5 Variations of evaporation,potential evaporation,and temperature of Lake Balkhash from 1961 to 2020

2.2.4 余項(xiàng) 在湖泊水量穩(wěn)定的情況下，湖泊水位和潛水水位是持平的，在豐水年時(shí)，入湖徑流增多，湖泊水位上升超過(guò)潛水水位，湖泊水補(bǔ)充湖濱地下水，則余項(xiàng)為正；反之，枯水年時(shí)入湖徑流較少，湖泊水位下降低于潛水水位，湖濱地下水滲入湖體補(bǔ)給巴爾喀什湖，則余項(xiàng)為負(fù)。因此缺少地下水監(jiān)測(cè)數(shù)據(jù)的情況下，可將余項(xiàng)近似為地下水變化量。過(guò)去60 a 巴湖水量平衡要素變化如圖6 所示，結(jié)果表明水量平衡的余項(xiàng)范圍在-2.7～1.0 km3之間，其中在20 世紀(jì)60 年代和90 年代為正，表明該時(shí)期內(nèi)湖水向地下水補(bǔ)給，平均補(bǔ)給量最大，為0.93 km3·a-1和0.11 km3·a-1；其他年代水量平衡余項(xiàng)均為負(fù)值，表明地下水補(bǔ)給湖泊，其中20 世紀(jì)70 年代和80 年代平均地下水補(bǔ)給量較大，分別為2.61 km3·a-1和1.18 km3·a-1，這是由于卡普恰蓋水庫(kù)在1970—1984年蓄水導(dǎo)致伊犁河入巴爾喀什湖徑流大幅減少（圖4），2000 年后地下水補(bǔ)給量較少，平均為0.19 km3·a-1，湖泊基本能夠依靠地表徑流和湖區(qū)降水維持自身的水量平衡。龍愛(ài)華等［13］的研究表明，1960—2008年巴爾喀什湖地區(qū)主要以地下水補(bǔ)給湖泊為主；Petr 等［34］估算巴爾喀什湖每年的地下水交換量約1.6 km3，與本文結(jié)果相近。

圖6 1961—2020年巴爾喀什湖水量平衡變化Fig.6 Variations in the water balance of Lake Balkhash from 1961 to 2020

3 討論

在巴爾喀什湖湖區(qū)，湖體的水面蒸發(fā)是水量耗散的主要途徑，入湖徑流是主要的水量收入，水量收入與支出間的互動(dòng)關(guān)系決定了巴湖的歷史演變進(jìn)程與未來(lái)趨勢(shì)。本研究引入相關(guān)分析和析因分析法從湖區(qū)和流域兩個(gè)尺度探究各因子在不同時(shí)段對(duì)巴湖水量變化的影響。在湖區(qū)尺度上，氣溫、降水、入湖流量及湖面蒸發(fā)與湖泊水量相關(guān)性分析表明，入湖徑流和巴湖水量的相關(guān)性較好，但不同時(shí)段巴湖水量和各要素間的相關(guān)系數(shù)差異較大（表1）?？偟膩?lái)說(shuō)，過(guò)去60 a 巴湖水量與湖區(qū)氣溫和降水相關(guān)程度較低，而與入湖流量呈顯著的正相關(guān)關(guān)系（通過(guò)95%置信度檢驗(yàn)），表明入湖流量是巴爾喀什湖水量變化的主導(dǎo)因素。

表1 各時(shí)段內(nèi)巴湖水量與湖泊水量平衡要素的Spearmanr相關(guān)系數(shù)Tab.1 Spearmanr correlation coefficients of water volume and water balance elements in Lake Balkhash during different periods

從流域尺度上來(lái)看，氣候變化和人類(lèi)活動(dòng)通過(guò)影響入湖流量間接驅(qū)動(dòng)湖泊水量的變化。伊犁河發(fā)源于天山西部哈薩克斯坦境內(nèi)汗騰格里峰北坡，是巴爾喀什湖的主要來(lái)水源，伊犁河供水占比達(dá)76.74%。伊犁河屬于跨境河流，主要受到上游山區(qū)來(lái)水、中游農(nóng)業(yè)用水和下游三角洲耗水的影響。伊犁河流域主要產(chǎn)流區(qū)分布在我國(guó)境內(nèi)，而消耗于哈薩克斯坦，在中國(guó)境內(nèi)耗水量為3.96 km3，僅占24%，哈薩克斯坦境內(nèi)耗水量為12.4 km3，占流域總耗水量的76%［33］。袁晴雪和魏文壽［35］的研究認(rèn)為1957—2009年天山山區(qū)氣溫呈上升趨勢(shì)，降水呈增加趨勢(shì)［增長(zhǎng)率為8.8 mm·(10a)-1］；Duan等［36］的研究表明，伊犁河從中國(guó)流入哈薩克斯坦的水量顯著增加，其中1998—2013年的平均徑流流出量較1931—2007 年增加了26.5%；上述多個(gè)研究均表明伊犁河上游的產(chǎn)水、來(lái)水均在增加，但近20 a伊犁河入巴爾喀什湖的徑流在減少，表明在哈薩克斯坦境內(nèi)伊犁河被過(guò)多的消耗［37］。本研究基于CRU 數(shù)據(jù)提取了伊犁河流域上游山區(qū)降水和氣溫變化序列（圖7），結(jié)果表明1961—2020 年，山區(qū)降水增加、氣溫持續(xù)升高；哈國(guó)境內(nèi)伊犁河干流上游水文站徑流也呈小幅增加趨勢(shì)。

圖7 伊犁河上游山區(qū)降水、氣溫（a）及凈流量距平（b）變化Fig.7 Changes of precipitation and temperature(a)and runoff anomaly(b)in the upper of Ili River

為了定量區(qū)分氣候變化和人類(lèi)活動(dòng)對(duì)伊犁河入湖徑流的影響，統(tǒng)計(jì)了伊犁河干流卡上171 站至烏斯熱爾瑪站區(qū)間的徑流變化（表2）。1970—1985年由于卡普恰蓋水庫(kù)的蓄水導(dǎo)致卡上171至烏斯熱爾瑪站之間的區(qū)間耗水量劇增了2.39 km3，入三角洲流量較20世紀(jì)60年代減少了近3.50 km3；值得注意的是，這一時(shí)段恰好處于長(zhǎng)期氣候波動(dòng)導(dǎo)致的枯水時(shí)期，上游來(lái)水量比20 世紀(jì)60 年代減少了約0.95 km3。1986—1995 年上游來(lái)水依然處于較低水平，干流區(qū)間耗水較1970—1985年期間減少了1.53 km3；1996—2020 年，隨著上游來(lái)水顯著增加，雖然干流引水也相應(yīng)小幅增加，但入三角洲流量整體高于1970—1995年水平。

表2 各時(shí)段伊犁河干流卡上171至烏斯熱爾瑪站區(qū)間徑流變化Tab.2 Runoff variation along the main stream of the Ili River during different periods

析因分析結(jié)果表明伊犁河入湖流量在不同時(shí)期受流域氣候變化與人類(lèi)活動(dòng)的影響程度不同（表3）?？ㄆ涨∩w水庫(kù)修建之前（1970年前），人類(lèi)活動(dòng)影響較小，入湖流量主要受到氣候變化影響。1970—1985年，上游來(lái)水量隨氣候波動(dòng)進(jìn)入減少期，平均減少約0.8 km3·a-1；而卡普恰蓋水庫(kù)的蓄水和耕地?cái)U(kuò)張導(dǎo)致伊犁河干流耗水顯著增加引起入湖流量銳減的主要原因，其貢獻(xiàn)率為47.47%；同期巴湖水位由343.0 m下降到340.6 m，下降速率達(dá)14 cm·a-1，高于19 世紀(jì)以來(lái)記錄到的自然下降速率9 cm·a-1［21］，說(shuō)明這時(shí)期人類(lèi)活動(dòng)明顯加劇了湖泊水位下降的進(jìn)程。20世紀(jì)90年代初蘇聯(lián)解體后，哈國(guó)境內(nèi)耕地面積先因撂荒減少2610 km2，2000 年以來(lái)哈國(guó)政治穩(wěn)定，農(nóng)業(yè)規(guī)模又逐漸擴(kuò)大，耕地面積顯著增加至21100 km2［38］；卡普恰蓋蒸發(fā)耗水和灌溉引水量仍維持較大水量，干流區(qū)間耗水對(duì)伊犁河入湖水量的影響相對(duì)于1970—1985年減弱，貢獻(xiàn)率約30%。綜上所述，長(zhǎng)期來(lái)看流域尺度的氣候變化主導(dǎo)著伊犁河入湖徑流的周期性變化，貢獻(xiàn)率為71.67%，其中山區(qū)降水的貢獻(xiàn)率高于升溫效應(yīng)。

表3 氣候變化和人類(lèi)活動(dòng)對(duì)伊犁河入三角洲水量變化的貢獻(xiàn)率Tab.3 Contribution rate of climate change and human activities to the change of Ili River inflow in Lake Balkhash

4 結(jié)論

本文在巴爾喀什湖1961—2020 年的降水、蒸發(fā)、入湖流量及湖泊水量等要素?cái)?shù)據(jù)的基礎(chǔ)上，解析了巴爾喀什湖水量收入與支出間的互動(dòng)關(guān)系，并從湖區(qū)和流域尺度定量分析了其影響因素。主要結(jié)論如下：

（1）過(guò)去60 a，巴湖水量以1987 年為拐點(diǎn)先急劇減少再波動(dòng)增加，由1961 年的1157.18 km3，減少至1987 年的746.33 km3，至2020 年恢復(fù)至1028.27 km3；入湖流量變化與巴湖水量變化過(guò)程基本一致，地表年均入湖徑流量14.04 km3；湖面年降水量為3.35 km3，湖面蒸發(fā)變化和面積變化聯(lián)系緊密，年均蒸發(fā)量為17.95 km3。

（2）過(guò)去60 a年地下水以“豐入枯出”的形式補(bǔ)給湖泊，地下水年均補(bǔ)給量0.52 km3，其中在20世紀(jì)70 年代由于伊犁河上游來(lái)水減少和卡普恰蓋水庫(kù)的攔截蓄水導(dǎo)致地下水補(bǔ)給量增加到2.61 km3·a-1，而20世紀(jì)60年代和90年代湖泊補(bǔ)給地下水量分別為0.93 km3·a-1和0.11 km3·a-1，21世紀(jì)后地下水補(bǔ)給湖泊水量較少，年均補(bǔ)給量為0.19 km3。

（3）湖區(qū)尺度上，入湖流量與巴爾喀什湖水量顯著相關(guān)，是影響巴湖水量變化的主導(dǎo)因素；流域尺度上，氣候變化是伊犁河入湖流量長(zhǎng)期波動(dòng)的主導(dǎo)因素，貢獻(xiàn)率為71.67%；1970 年以來(lái)灌溉引水和水庫(kù)蓄水等人類(lèi)活動(dòng)對(duì)巴爾喀什湖水量的影響增強(qiáng)，特別是1970—1985年卡普恰蓋水庫(kù)蓄水和蒸發(fā)對(duì)烏斯熱爾瑪站徑流減少的貢獻(xiàn)率達(dá)47.47%，加劇了巴爾喀什湖水位下降的進(jìn)程。