昝嬋娟，黃 粵，李均力，劉 鐵，包安明，邢 偉，劉志斌

(1：中國科學(xué)院新疆生態(tài)與地理研究所荒漠與綠洲生態(tài)國家重點實驗室，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)用重點實驗室，烏魯木齊 830011)(3：中國科學(xué)院大學(xué)，北京 100049)

1960年以來，由于烏茲別克斯坦、哈薩克斯坦、土庫曼斯坦和吉爾吉斯斯坦四國水土資源開發(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以來咸海呈持續(xù)萎縮的態(tài)勢，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]，地下水對咸海水量的貢獻(xiàn)增加，來自阿姆河下游灌區(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活動對咸海湖泊面積、水量的影響[6,9,11,14-15]，各國學(xué)者普遍認(rèn)同灌溉和水庫蓄存為主的人類活動是影響咸海水量長期變化的主導(dǎo)因素[6].然而，蘇聯(lián)解體后中亞各國水資源開發(fā)利用模式發(fā)生了顯著變化，耕地擴(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，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，目前缺少對新狀態(tài)下湖泊水量平衡要素變化、互動關(guān)系及其影響因素的定量解析.

因此，本文選擇咸海湖區(qū)和阿姆河下游努庫斯灌區(qū)(又稱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)，綜合多種方法計算灌區(qū)與湖區(qū)耗水；結(jié)合氣象、水文觀測數(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)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關(guān)系；并從咸海地區(qū)和流域2個尺度，探討了氣候變化和人類活動對南、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資料，入湖徑流多選用阿姆河下游的Samambay水文站水文觀測數(shù)據(jù)，因此南咸海(大咸海)通常包含烏茲別克斯坦的努庫斯灌區(qū)[13]，本研究選取努庫斯灌區(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(圖1).研究區(qū)地理位置介于58°7′～62°2′E和41°16′～46°52′N，面積共9.07萬km2，整體地勢東高西低，咸海北岸地勢高低不平，東岸和南岸地勢較平坦，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)來源于美國地質(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測高衛(wèi)星數(shù)據(jù)產(chǎn)品獲得[13,18].

從中國科學(xué)院“地球系統(tǒng)科學(xué)數(shù)據(jù)共享平臺-新疆與中亞科學(xué)數(shù)據(jù)共享平臺”獲取的1990、2000、2010、2015年四期土地利用與覆蓋數(shù)據(jù)，一級分類包括農(nóng)田、林地、灌木、草地、水域、建設(shè)用地、裸地7種土地覆被類型，空間分辨率為30 m×30 m，用于灌區(qū)和生態(tài)耗水計算；同時，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序.

氣象數(shù)據(jù)采用英國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三個氣象站的常規(guī)觀測數(shù)據(jù)，數(shù)據(jù)時段與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.

水文站點徑流觀測數(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)入流水文站點分別選擇位于努庫斯灌區(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Kazalinsk站的徑流觀測數(shù)據(jù)；為保持分析時間尺度一致，水文數(shù)據(jù)時段均采用1990-2019年.

2.2 湖泊水量計算

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水量.

2.3 區(qū)域耗水計算

2.3.1 潛在蒸散發(fā)計算 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)速來估算研究區(qū)潛在蒸散發(fā).該方法中主要輸入項為氣候參數(shù)，在咸海缺資料地區(qū)數(shù)據(jù)相對簡單易得，且已有眾多學(xué)者運用彭曼公式在干旱地區(qū)進(jìn)行潛在蒸散量的計算，準(zhǔn)確性相對較高[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操作手冊獲得入射太陽輻射Rs，依據(jù)缺失輻射數(shù)據(jù)的計算方法得到地表凈輻射Rn，u2來自氣象站數(shù)據(jù)，es是月均最高溫(Tmax)和最低溫(Tmin)對應(yīng)的飽和蒸氣壓的平均值(式(2))，ea是露點溫度Tdew對應(yīng)的飽和蒸氣壓，在本文中采用月均最低溫Tmin來近似替代露點溫度Tdew(式(3))，Δ基于月均溫T計算(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)計算 采用作物系數(shù)法來估算研究區(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)合國糧食及農(nóng)業(yè)組織(FAO)提供的Kc系數(shù)乘以Penman-Monteith公式計算出的潛在蒸散發(fā)(ET0)獲得(式(6))，即：

ETc=Kc·ET0

(6)

2.3.3 荒漠植被蒸散發(fā)計算 本文荒漠植被生態(tài)需水量采用面積定額法計算[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)域某一類型植被的面積乘以其生態(tài)用水定額，計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類型植被的面積(m2)；n為植被種類總數(shù)；Pi為第i類型植被生態(tài)需水定額(m3/m2).

2.4 水量平衡模型

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

(8)

式中，Δt為計算時段(a)；ΔV為湖泊庫容變化量(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，沒有出水河流，根據(jù)咸海地區(qū)實際情況，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.余項表示為：

Q余項=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-庫容關(guān)系曲線，依據(jù)遙感面積、水位數(shù)據(jù)時間序列計算咸海水儲量的變化如圖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與咸海整體的面積變化趨勢基本一致，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；北咸海水量呈波動的上升狀態(tài)，水量從1990年分裂之初的218.4×108m3波動增加至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，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，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)波動減少趨勢，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)波動趨勢但相對穩(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，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)計算結(jié)果

3.2.4 余項 由于目前沒有咸海地區(qū)地下水交換的實際觀測資料，依據(jù)建立的水量平衡公式，余項定義為其他水量平衡要素與庫容差的差值，近似為地下水變化量.以咸海研究區(qū)整體為計算單元，1990、2000、2010和2015年水量平衡要素變化量如圖5.余項在-327.1×108～147.1×108m3之間，2010年達(dá)到最大值147.1×108m3.總的來說，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海峽修建大壩對北咸海的水量平衡產(chǎn)生了顯著影響，但并沒有證據(jù)表明大壩會加速南咸海的干涸.當(dāng)大壩被毀壞時并未監(jiān)測出水流入南咸海，而衛(wèi)星影像顯示有季節(jié)性水流向南流動，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，包含在余項計算的不確定性中，在水量平衡計算中可忽略不計[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)與變化過程差異顯著.北咸海自1990s初已實現(xiàn)了水量平衡的正向增長，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減小的趨勢，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，南咸海基本進(jìn)入了一個變化緩慢的狀態(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關(guān)系，決定著咸海歷史演變進(jìn)程與未來趨勢.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，而對咸海地區(qū)水量平衡要素對湖泊水量的驅(qū)動機(jī)制評估較少[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，而與阿姆河來水呈顯著的正相關(guān)關(guān)系(均通過95%置信度檢驗)，與努庫斯灌區(qū)農(nóng)業(yè)耗水量呈顯著的負(fù)相關(guān)關(guān)系(通過了99%置信度檢驗).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(通過了99%置信度檢驗)，這是由于湖泊水量與水體蒸發(fā)均通過湖泊面積計算，存在很強(qiáng)的自相關(guān)關(guān)系.努庫斯灌區(qū)耕地面積與咸海水量之間沒有明顯的相關(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99%置信度檢驗，表明努庫斯灌區(qū)內(nèi)種植結(jié)構(gòu)和灌溉方式對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、降水和錫爾河的來水均無顯著相關(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

從長期來看，咸海的退縮是整個咸海流域氣候、水資源與社會經(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變化，并未呈現(xiàn)顯著的增加或減少趨勢.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(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，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，增幅約0.17 mm/10 a(圖7a).

如圖7b所示，從水資源總量來看，1930s以來，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阿姆河的上游來水量具有減少趨勢，1980s-1990s具有增長趨勢，2000年以后有減少趨勢.1980s之前的減少趨勢較2000年以后的減少趨勢顯著.1990-2015年，阿姆河上游出山口(Termez站)徑流呈小幅減少趨勢[27]，中游入口Kerki站和下游入口Tuyamuyun站徑流量則呈波動減少趨勢，與阿姆河入湖站點變化趨勢一致，2個站點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).錫爾河上游來水在長期上呈增加趨勢，在1970s-1980s有較明顯的減少趨勢，1990年后出山口徑流呈增加趨勢[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)點來水量與咸海入湖徑流量的關(guān)系

目前，各國學(xué)者普遍認(rèn)同人類活動對咸海萎縮的長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活動在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年是咸海流域耕地擴(kuò)張增加最為迅速的20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.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，阿姆河流域耕地面積小幅增加對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，咸海入湖水量變化是流域氣候變化與人類活動共同影響的結(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型的蒸散發(fā)量，減小了水量平衡計算中的不確定性；由于缺少灌區(qū)和湖區(qū)實測地下水?dāng)?shù)據(jù)的支持，并未深入探討地下徑流對咸海的補(bǔ)給作用，只從計算余項的總量上進(jìn)行了較粗略評估.2019年以來，地下水監(jiān)測網(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斯灌區(qū)的咸海地區(qū)為研究對象，不僅關(guān)注湖泊水量本身，同時也分析了降水、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關(guān)系的角度定量解析了近年來咸海水量減少放緩的主要原因.研究表明，1990-2019年咸海總水量持續(xù)減少，其中南咸海水量與咸海整體變化趨勢一致，北咸海水量持續(xù)增加.南、北咸海水量平衡差異顯著，由于錫爾河來水量增加以及科卡拉爾大壩的攔截作用，1990s初以來，北咸海水量平衡出現(xiàn)正增長，導(dǎo)致湖泊水位不斷抬升；南咸海方面，阿姆河上游來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年以來一些年份湖區(qū)水量收入超過水量支出，地下水出現(xiàn)了正向補(bǔ)給，南咸海水量變化趨于平穩(wěn).未來咸海地區(qū)水資源調(diào)控與管理中，需針對南、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.