王 正， 黃 粵， 劉 鐵， 鐘瑞森， 昝嬋娟， 王曉飛

（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，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)用重點實驗室，新疆 烏魯木齊 830011；3.中國科學(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程；加之人類活動影響日益深入，中亞內(nèi)陸河流域水資源變化及時空差異顯著，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、相對較淺的特點，擁有豐富的濕地和水生動植物資源［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內(nèi)和國際社會的廣泛關(guān)注。

近年來，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 年以后水位開始上升，2005年達(dá)到有觀測資料以來的歷史最高水位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］和龍愛華等［13］指出由于卡普恰蓋水庫修建和水庫左岸灌區(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，隨著蘇聯(lián)解體，哈國大面積耕地撂荒，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，缺乏對近期湖泊水量平衡要素變化及互動關(guān)系的分析，對于氣候變化與人類活動影響缺少定量解析與評估。

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關(guān)系；并從湖區(qū)和流域兩個尺度，定量區(qū)分了氣候變化與人類活動對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（簡稱巴湖）是位于哈薩克斯坦共和國東南部的內(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)超過河流補給量，導(dǎo)致了湖泊東咸西淡的鹽度分布?？ㄆ涨∩w水庫位于伊犁河上，建成于1970 年，水庫設(shè)計正常水位485 m，水庫面積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［18］。

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

1.2 數(shù)據(jù)來源與處理

湖泊面積和水位數(shù)據(jù)獲取可分為兩個階段，分別是1961—1991 年和1992—2020 年，前一階段數(shù)據(jù)來自Nakayama等［16］和龍愛華等［13］的研究，后一階段來源于美國地質(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測高衛(wèi)星數(shù)據(jù)產(chǎn)品獲得。

氣象數(shù)據(jù)采用英國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，CRU高分辨率格點化數(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證［17,20-21］。研究區(qū)氣象站點稀疏，且湖體形狀狹長，東、西湖區(qū)橫跨605 km，單一站點數(shù)據(jù)無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)時段為1961—2011年，伊犁河三角洲耗水?dāng)?shù)據(jù)來源于謝蕾等［26］的研究，時段為1961—2008 年?？ɡ柡印⒖颂K河、列普瑟河和阿亞古茲河的入湖流量數(shù)據(jù)來自國家冰川凍土沙漠科學(xué)數(shù)據(jù)中心（http://www.ncdc.ac.cn）［27］，時段為1961—2000年。

1.3 研究方法

1.3.1 湖泊水量計算 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 徑流時間序列插補和延長 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)計預(yù)測模型，插補2012—2020 年入湖流量。因卡普恰蓋水庫在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 年為驗證期）時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。總體來說模型表現(xiàn)良好，預(yù)測誤差能夠控制在GB/T 22482—2008《水文情報預(yù)報規(guī)范》許可的20%以內(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］三角洲耗水插補延長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］插補延長伊犁河干流上游卡依爾干站徑流數(shù)據(jù)，通過上下游相關(guān)法［30］插補延長得到卡普恰蓋入庫卡上171 km站徑流數(shù)據(jù)。

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

1.3.3 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［31-32］表示：

式中：Δt為計算時段（年）；ΔV為湖泊庫容變化量（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 巴爾喀什湖水儲量變化

過去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（圖2a），水位在340.6～343.5 m之間波動，且以3.6 mm·a-1的速率波動下降了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，接近有觀測資料以來的最低點，相對最高水位降低了2.4 m；之后開始波動增加，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的速率波動增加，其中在1988年面積達(dá)到最小值16732.18 km2，相對最高面積減少了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之間呈波動變化。巴湖水量呈現(xiàn)先下降后上升的變化趨勢，可分為四個階段（圖2b），第一階段，1961—1969年，湖泊水量小幅波動，水位也呈現(xiàn)小幅波動，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，對應(yīng)時期內(nèi)水位下降了2.31 m；第三階段，1988—2004年，水量開始迅速增加，年增長率為11.02 km3·a-1，水位抬升了1.72 m，其中1999年前增長率為0.52 km3·a-1，1999 年后增長率為38.03 km3·a-1；第四階段，2005—2020年，水量在1061.51 km3上下小幅波動，約是20 世紀(jì)60 年代水儲量的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)明顯的波動減少趨勢，多年平均值為3.19 km3；1997年后湖面降水量波動較大且明顯增加，但仍在多年平均值上下波動，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；1970 年入湖徑流驟減，1970—1986年保持顯著減少趨勢，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年后入湖徑流相對前一時期波動減少。

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；水體蒸發(fā)量呈波動增加的趨勢，年際變化較大（圖5）。其中1961—1980 年，蒸發(fā)量以0.03 km3·a-1的速率波動增加；1981—1990年波動減少，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的速率波動增加，2008年蒸發(fā)量達(dá)到最大值20.3 km3，2010年之后變化無明顯趨勢。在整個時段內(nèi)，湖面蒸發(fā)量的增加趨勢并不顯著，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。總的來說在1961—2010年平均水體蒸發(fā)量為17.95 km3·a-1，與龍愛華等［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 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，入湖徑流增多，湖泊水位上升超過潛水水位，湖泊水補充湖濱地下水，則余項為正；反之，枯水年時入湖徑流較少，湖泊水位下降低于潛水水位，湖濱地下水滲入湖體補給巴爾喀什湖，則余項為負(fù)。因此缺少地下水監(jiān)測數(shù)據(jù)的情況下，可將余項近似為地下水變化量。過去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，表明該時期內(nèi)湖水向地下水補給，平均補給量最大，為0.93 km3·a-1和0.11 km3·a-1；其他年代水量平衡余項均為負(fù)值，表明地下水補給湖泊，其中20 世紀(jì)70 年代和80 年代平均地下水補給量較大，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關(guān)系決定了巴湖的歷史演變進(jìn)程與未來趨勢。本研究引入相關(guān)分析和析因分析法從湖區(qū)和流域兩個尺度探究各因子在不同時段對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）?？偟膩碚f，過去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95%置信度檢驗），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

從流域尺度上來看，氣候變化和人類活動通過影響入湖流量間接驅(qū)動湖泊水量的變化。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)分布在我國境內(nèi)，而消耗于哈薩克斯坦，在中國境內(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，降水呈增加趨勢［增長率為8.8 mm·(10a)-1］；Duan等［36］的研究表明，伊犁河從中國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%；上述多個研究均表明伊犁河上游的產(chǎn)水、來水均在增加，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；哈國境內(nèi)伊犁河干流上游水文站徑流也呈小幅增加趨勢。

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)分氣候變化和人類活動對伊犁河入湖徑流的影響，統(tǒng)計了伊犁河干流卡上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，這一時段恰好處于長期氣候波動導(dǎo)致的枯水時期，上游來水量比20 世紀(jì)60 年代減少了約0.95 km3。1986—1995 年上游來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期受流域氣候變化與人類活動的影響程度不同（表3）?？ㄆ涨∩w水庫修建之前（1970年前），人類活動影響較小，入湖流量主要受到氣候變化影響。1970—1985年，上游來水量隨氣候波動進(jìn)入減少期，平均減少約0.8 km3·a-1；而卡普恰蓋水庫的蓄水和耕地擴(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)以來記錄到的自然下降速率9 cm·a-1［21］，說明這時期人類活動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，哈國境內(nèi)耕地面積先因撂荒減少2610 km2，2000 年以來哈國政治穩(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)間耗水對伊犁河入湖水量的影響相對于1970—1985年減弱，貢獻(xiàn)率約30%。綜上所述，長期來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 氣候變化和人類活動對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數(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）過去60 a，巴湖水量以1987 年為拐點先急劇減少再波動增加，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）過去60 a年地下水以“豐入枯出”的形式補給湖泊，地下水年均補給量0.52 km3，其中在20世紀(jì)70 年代由于伊犁河上游來水減少和卡普恰蓋水庫的攔截蓄水導(dǎo)致地下水補給量增加到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)后地下水補給湖泊水量較少，年均補給量為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期波動的主導(dǎo)因素，貢獻(xiàn)率為71.67%；1970 年以來灌溉引水和水庫蓄水等人類活動對巴爾喀什湖水量的影響增強(qiáng)，特別是1970—1985年卡普恰蓋水庫蓄水和蒸發(fā)對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。