陳一迪，諸葛亦斯，石岳峰，杜 強(qiáng)，張馨予，聶 睿

(1.三峽大學(xué)水利與環(huán)境學(xué)院，湖北 宜昌 443002；2.中國(guó)水利水電科學(xué)研究院水生態(tài)環(huán)境研究所，北京 100038；3.黃河生態(tài)環(huán)境科學(xué)研究所，河南 鄭州 450000)

位于我國(guó)西北部的柴達(dá)木盆地是青藏高原的重要組成部分，是我國(guó)湖泊分布最密集的地區(qū)之一，也是全球鹽湖最集中的地區(qū)[1-2]，屬于全球氣候變化敏感、生態(tài)環(huán)境脆弱的地區(qū)，區(qū)域內(nèi)的氣象水文變化直接影響青藏高原的水文循環(huán)系統(tǒng)。近年來由于受氣候變化和人類活動(dòng)等諸多因素的影響，盆地內(nèi)的湖泊瀕臨絕境、甚至消亡[3]。位于柴達(dá)木盆地中部的東、西臺(tái)吉乃爾湖為那棱格勒河的尾閭湖泊，湖區(qū)內(nèi)富含硼、鉀、鋰、鎂等資源[4]。鹽礦企業(yè)自2003年陸續(xù)入駐湖區(qū)進(jìn)行開發(fā)，為保護(hù)企業(yè)生產(chǎn)安全，分別在東、西臺(tái)吉乃爾湖的西側(cè)和東側(cè)筑起攔水壩，使上游來水在兩湖之間蓄積形成鴨湖滯洪區(qū)，出現(xiàn)了“水上雅丹”的景觀。生物多樣性隨著鴨湖面積的不斷增加而增加，趨于成為一個(gè)穩(wěn)定的生態(tài)系統(tǒng)。由于鴨湖水位上升過快會(huì)造成洪水，因此多余的湖水沿西臺(tái)吉乃爾湖東側(cè)的苦水溝流向西臺(tái)吉乃爾湖西北側(cè)的一里坪，致使常年處于干涸狀態(tài)的干鹽湖開始出現(xiàn)湖表鹵水。同時(shí)，上游來水減少導(dǎo)致東、西臺(tái)吉乃爾湖持續(xù)萎縮，逐漸向干鹽湖轉(zhuǎn)化[5-7]。鹽湖資源的開發(fā)逐漸改變了天然生態(tài)系統(tǒng)，而資源開發(fā)與生態(tài)保護(hù)之間的平衡關(guān)系也是目前研究的熱點(diǎn)。在人為活動(dòng)逐漸強(qiáng)烈的情況下，東、西臺(tái)吉乃爾湖區(qū)形成了人為次生湖泊生態(tài)系統(tǒng)，人為生態(tài)系統(tǒng)能否替代天然生態(tài)系統(tǒng)是目前亟待研究的問題，為更好地解決該問題，需要準(zhǔn)確識(shí)別湖泊的天然狀態(tài)。

目前對(duì)于湖泊天然狀態(tài)的研究集中在基于長(zhǎng)序列觀測(cè)數(shù)據(jù)下對(duì)湖泊面積、水位等動(dòng)態(tài)變化特征及影響因素的分析。柴達(dá)木盆地氣候惡劣、地形復(fù)雜、基礎(chǔ)設(shè)施相對(duì)落后，觀測(cè)站點(diǎn)稀疏，缺少長(zhǎng)序列的實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)，是典型的缺資料地區(qū)[8]。補(bǔ)充缺測(cè)數(shù)據(jù)常用的手段是構(gòu)建流域模型[9-11]。目前，也有學(xué)者針對(duì)缺資料地區(qū)高原尾閭湖泊進(jìn)行了一些研究，如Wang等[12]對(duì)缺資料地區(qū)尾閭湖泊流域基于遙感流量估算方法模擬湖泊水量；Zhang等[13]以尕海為研究對(duì)象，基于遙感影像及衛(wèi)星測(cè)高數(shù)據(jù)構(gòu)建了湖泊面積—水位曲線；Wang等[14]以艾比湖流域?yàn)檠芯繉?duì)象，分析河流演變對(duì)湖泊水位變化的響應(yīng)。這些研究對(duì)了解缺資料地區(qū)湖泊動(dòng)態(tài)變化研究方法具有重要的參考價(jià)值，但是缺資料地區(qū)湖泊天然狀態(tài)的辨識(shí)研究成果較少。

鑒于此，本文以柴達(dá)木盆地的東、西臺(tái)吉乃爾湖區(qū)為研究區(qū)域，利用未開發(fā)時(shí)期的1990—2002年全年Landsat遙感影像數(shù)據(jù)(1996年、1997年影像數(shù)據(jù)缺失)，分析湖泊面積的動(dòng)態(tài)變化及水量平衡，辨識(shí)缺資料地區(qū)的湖泊在不同保證率下的天然狀態(tài)，以期為解決柴達(dá)木盆地內(nèi)鹽湖資源開發(fā)布局與生態(tài)空間矛盾提供參考。

1 研究區(qū)概況

青海省海西州東、西臺(tái)吉乃爾湖為柴達(dá)木盆地內(nèi)最大河流——那棱格勒河的尾閭湖泊(圖1)，位于東經(jīng)93°49′～94°01′、北緯37°24′～37°36′，平均海拔2 683 m，兩湖近似三角形，呈西北-南東向分布。湖區(qū)及周邊人口極少，地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜，基礎(chǔ)設(shè)施相對(duì)落后，是典型的缺資料地區(qū)。根據(jù)距離湖區(qū)最近的小灶火氣象站統(tǒng)計(jì)資料，該地區(qū)年均氣溫4.4℃，平均風(fēng)速3.6 m/s，平均降水量29.8 mm，蒸發(fā)量2 600 mm，為典型的高原大陸性干旱氣候。

(a) 1990年

(b) 2020年圖1 東、西臺(tái)吉乃爾湖不同時(shí)期遙感影像Fig. 1 Remotesensing images of East-Taijiner Lake and West-Taijiner Lake in different periods

鹽礦企業(yè)為保證生產(chǎn)安全，在東、西臺(tái)吉乃爾湖的西側(cè)和東側(cè)自建攔水壩，截?cái)嗔藮|臺(tái)吉乃爾河與兩湖的直接水力聯(lián)系，導(dǎo)致上游來水在兩湖之間蓄水形成鴨湖。由于季節(jié)性洪水及采礦活動(dòng)使湖泊喪失了儲(chǔ)水調(diào)節(jié)功能，迅速向干鹽湖轉(zhuǎn)化。區(qū)域內(nèi)水文特征發(fā)生長(zhǎng)期不可逆轉(zhuǎn)的不利轉(zhuǎn)變，同時(shí)鴨湖面積逐年增加，水位逐漸升高，對(duì)企業(yè)生產(chǎn)設(shè)施帶來防洪隱患，嚴(yán)重影響東、西臺(tái)吉乃爾湖的周邊生態(tài)環(huán)境。

2 研究數(shù)據(jù)與研究方法

2.1 數(shù)據(jù)來源

選擇Landsat衛(wèi)星系列影像為主要數(shù)據(jù)來源，為提高湖泊水體數(shù)據(jù)提取的準(zhǔn)確性，優(yōu)先選擇云量不超過10%的遙感影像。由于1990年以前遙感數(shù)據(jù)嚴(yán)重不足，選取東、西臺(tái)吉乃爾湖區(qū)域1990—2002年(除1996年和1997年)全年遙感影像，計(jì)算每年的湖泊平均面積。

選取距離東、西臺(tái)吉乃爾湖最近的小灶火氣象站實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)進(jìn)行氣候要素變化分析，包括降水量、蒸發(fā)量、風(fēng)速及氣溫的逐日數(shù)據(jù)，資料系列為1990—2002年。

那棱格勒河水文站于1958年設(shè)立，1964年撤銷，此后沒有監(jiān)測(cè)資料，水文資料嚴(yán)重不足，因此選取附近的奈金河納赤臺(tái)站、格爾木河格爾木站、香日德河香日德站作為參證站在實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)的基礎(chǔ)上進(jìn)行水文數(shù)據(jù)的插補(bǔ)延長(zhǎng)。

2.2 數(shù)據(jù)處理與分析

利用ENVI 5.3軟件對(duì)遙感影像依次進(jìn)行假彩色合成處理、幾何校正、輻射定標(biāo)和大氣校正[15]。選用改進(jìn)的歸一化差異水體指數(shù)(modified normalized difference water index， MNDWI)對(duì)水體信息進(jìn)行提取，該方法被證實(shí)可以更好地應(yīng)用于干旱區(qū)水體信息提取[16-17]，其表達(dá)式為

(1)

式中：IMND為MNDWI值；ρgr、ρMIR分別為綠光波段和中紅外波段的反射率。

為分析氣象因素對(duì)湖泊面積變化的影響，采用Pearson相關(guān)性分析法，相關(guān)系數(shù)r的大小可以反映兩個(gè)變量之間線性相關(guān)程度的強(qiáng)弱。r的取值范圍為r|≤1，r|越接近于1，變量間的相關(guān)程度越高。一般情況下，r|≥0.8為極強(qiáng)相關(guān)；0.6≤r|<8為強(qiáng)相關(guān)；0.4≤r|<0.6為中等強(qiáng)度相關(guān)；0.2≤r|<0.4為弱相關(guān)；0≤r|<0.2為不相關(guān)。

為分析水量平衡變化原因，引入累積距平值Si[20]檢驗(yàn)實(shí)測(cè)數(shù)據(jù)系列平均值發(fā)生突變的情況，表達(dá)式為

(2)

當(dāng)實(shí)測(cè)值大于長(zhǎng)系列平均值時(shí)斜率為正，反之為負(fù)，持續(xù)的正負(fù)斜率用來鑒別系列平均值的中間突變。

2.3 水量平衡計(jì)算

東、西臺(tái)吉乃爾湖屬于干旱區(qū)的半封閉式湖泊，湖泊補(bǔ)給量主要來自降水、地表水入湖和地下水補(bǔ)給，排泄量主要是湖面的蒸發(fā)損失和地下水滲流[18-19]。由于研究區(qū)資料有限，將地下水的補(bǔ)給與滲流量合并為地下水交換量，其量值為庫(kù)容差與其他水平衡項(xiàng)的差，正項(xiàng)表示補(bǔ)給量多于滲流量，反之則為滲流量多于補(bǔ)給量。水量平衡方程為

V=P+R+W-E

(3)

式中：V為湖泊水量變化量；P為湖面降水量；R為入湖徑流量；W為地下水交換量；E為湖面蒸發(fā)量。

由于東、西臺(tái)吉乃爾湖缺乏湖面降水量的氣象觀測(cè)資料，選用小灶火氣象站的降水量觀測(cè)值和遙感影像提取的湖面面積計(jì)算湖面降水量：

P=P小A

(4)

式中：P小為小灶火氣象站的降水量觀測(cè)值，m；A為湖面面積，m3。

由于湖面未布設(shè)蒸發(fā)皿或蒸發(fā)池，因此利用小灶火氣象站的小型蒸發(fā)皿(20 m2)觀測(cè)的蒸發(fā)量來計(jì)算湖面實(shí)際蒸發(fā)量，滿足世界氣象組織觀測(cè)湖泊水面蒸發(fā)量的要求[21]，則東、西臺(tái)吉乃爾湖的湖面蒸發(fā)量E計(jì)算公式為

E=E小F

(5)

其中

F=1-0.011(1-r1)-0.379B′e1.001

式中：E小為小灶火氣象站的小型蒸發(fā)皿觀測(cè)蒸發(fā)量，mm；F為鹵水蒸發(fā)折算系數(shù)，反映水體含鹽量對(duì)水面蒸發(fā)的影響；r1為空氣相對(duì)濕度；B′e為含鹽量，用波美度表示，1波美度相當(dāng)于1 L水含10 g氯化鈉。

2.4 湖泊天然狀態(tài)識(shí)別方法

通過對(duì)湖泊水量的計(jì)算得出湖泊上游來水補(bǔ)給的變化和地表水地下水的交換量，結(jié)合湖水的補(bǔ)給路徑和湖區(qū)地形，可以分析東、西臺(tái)吉乃爾湖在天然狀態(tài)下的湖泊面積、湖容和兩湖的空間布局關(guān)系。將1990—2002年提取出的湖泊面積分為19組，計(jì)算各組出現(xiàn)的次數(shù)及頻率，將各組頻率相加，其累積頻率就是湖泊面積保證率，即湖泊面積在多年期間可以得到滿足的程度，可以繪制湖泊面積保證率曲線。選取不同的保證率可以確定天然狀態(tài)時(shí)的湖泊面積，根據(jù)水量平衡方程和長(zhǎng)序列的氣象水文數(shù)據(jù)計(jì)算得出湖容，結(jié)合補(bǔ)水路徑和地形進(jìn)一步確定兩湖的空間布局關(guān)系。東、西臺(tái)吉乃爾湖的鹽湖資源開發(fā)可以根據(jù)該保證率確定開發(fā)程度，從而保證天然湖泊生態(tài)系統(tǒng)的穩(wěn)定和湖泊水量的平衡。

3 結(jié)果與分析

3.1 氣候變化特征

選取小灶火氣象站1990—2002年降水量、氣溫、蒸發(fā)和風(fēng)速4個(gè)氣象因子繪制逐月變化曲線，如圖2所示。從圖2可見，降水量集中在4—9月，最大降水量出現(xiàn)在7—9月。降水年際變化傾向率為每10年11 mm，呈下降趨勢(shì)，1997年降水量達(dá)到最大值37 mm，在2000年產(chǎn)生突變，以2000年為分界線，1990—2000年年均降水量為27.33 mm，2000—2002年年均降水量為11.67 mm。蒸發(fā)量為降水量的80倍，集中在4—9月，6—8月達(dá)到峰值。以26 mm/a的速率呈上升趨勢(shì)，1990—1997年蒸發(fā)量大部分低于均值，1992年蒸發(fā)量最小，為2 319.5 mm，2000年后蒸發(fā)量逐漸增加，2002年達(dá)到最大值2 892.1 mm。氣溫在每年3、4月左右達(dá)0℃以上，11月下降到0℃以下，7—8月氣溫達(dá)到峰值。2000年7月氣溫最高，為20.18℃，1995年1月氣溫最低，為-13.36℃，1990—1997年氣溫變化幅度不明顯，1997年以后氣溫以每10 a 0.6℃的速度上升。風(fēng)速的峰值集中在5—7月，以西-西北風(fēng)和西北風(fēng)為主，共占研究時(shí)段內(nèi)的51.64%。1990—2002年風(fēng)速年均下降0.16 m/s，1991年年均風(fēng)速最大，為39.72 m/s，1998年風(fēng)速最小，為32.65 m/s。

(a) 降水量和蒸發(fā)量逐月變化

(b) 氣溫和風(fēng)速逐月變化

(c) 蒸發(fā)量和降水量年際變化

(d) 氣溫和風(fēng)速年際變化圖2 小灶火氣象站氣象因素變化Fig.2 Variation ofmeteorological factors at Xiaozaohuo Meteorological Station

3.2 水量平衡計(jì)算結(jié)果

由于缺少實(shí)測(cè)湖盆數(shù)據(jù)，通過構(gòu)建湖盆數(shù)字高程模型得到面積-庫(kù)容曲線，根據(jù)遙感影像提取出的湖泊面積確定水量變化量V。具體步驟為：通過DEM信息插值計(jì)算遙感影像提取出水體邊界線高程值，對(duì)不同時(shí)間序列的湖泊邊界圖層進(jìn)行疊加，生成湖泊等水位圖，再通過ArcGIS軟件構(gòu)建湖泊的不規(guī)則三角網(wǎng)(triangulated irregular network，TIN)模型，計(jì)算不同湖泊面積對(duì)應(yīng)的庫(kù)容[23]。東、西臺(tái)吉乃爾湖的水量平衡方程內(nèi)各項(xiàng)變化情況見圖3。

(a) 蒸發(fā)量

(b) 降水量

(c) 徑流量

(d) 湖容變量

(e) 地下水交換量圖3 水量平衡各項(xiàng)變化情況Fig.3 Changesin items of water balance

水量平衡的計(jì)算結(jié)果表明，東臺(tái)吉乃爾湖的地下地表水交換量平均值為0.05億m3，補(bǔ)給量最大值為0.53億m3，滲流量最大值為0.78億m3；西臺(tái)吉乃爾湖的地下地表水交換量平均值為0.01億m3，補(bǔ)給量最大值為0.34億m3，最大滲流量為0.32億m3，地下水交換量呈現(xiàn)不確定性。兩湖的庫(kù)容差呈現(xiàn)正常的波動(dòng)狀態(tài)，2000年以后變化增大，地下水交換更加劇烈，是由于2000年后兩湖的面積都發(fā)生了突變，水平衡各項(xiàng)需要進(jìn)行調(diào)整從而確定新的平衡點(diǎn)。

3.3 湖泊面積動(dòng)態(tài)變化

圖4和圖5分別為東、西臺(tái)吉乃爾湖面積年內(nèi)和年際變化。由圖4圖5可見，兩湖總面積在140 km2以上，1990—2002年兩個(gè)湖泊總面積變化具有波動(dòng)性特征，不同時(shí)段的年內(nèi)波動(dòng)振幅與均值有顯著差異。1990—2002年，東臺(tái)吉乃爾湖在1990年2月面積最小，2000年后面積呈擴(kuò)大趨勢(shì)，最大值為261.70 km2；西臺(tái)吉乃爾湖呈萎縮趨勢(shì)，面積最大值出現(xiàn)在1992年7月，2001年1—3月湖泊干涸，除此之外面積最小值出現(xiàn)在2000年2月。東臺(tái)吉乃爾湖面積變化可以分為3個(gè)階段：1990—1992年湖泊面積以33 km2/a的速率擴(kuò)張；1993—1999年湖泊面積逐漸萎縮，每年縮小6 km2；2000—2002年湖泊面積變化較劇烈，湖泊面積年均擴(kuò)張2.19 km2。西臺(tái)吉乃爾湖在1992年急劇擴(kuò)張，此后面積由118.41 km2逐漸下降到25.55 km2，即使1994年和2001年有短暫的擴(kuò)張，也沒有改變湖泊總體萎縮趨勢(shì)。兩湖總面積以1.3 km2/a的速率萎縮。

(a) 湖泊面積逐月變化

(b) 湖泊面積月均值變化圖4 東、西臺(tái)吉乃爾湖面積年內(nèi)變化Fig.4 Annual changes of area of East-Taijiner Lake and West-Taijiner Lake

(a) 東臺(tái)吉乃爾湖

(b) 西臺(tái)吉乃爾湖圖5 東、西臺(tái)吉乃爾湖面積年際變化Fig.5 Interannual changes of area of East-Taijiner Lake and West-Taijiner Lake

3.4 湖泊邊界動(dòng)態(tài)變化

那棱格勒河發(fā)源于昆侖山北部，位于柴達(dá)木盆地西南，由西南流向東北，多年平均流量32.92 m3/s，出山口后有60%～80%的水量滲漏，少量河水到下游與臺(tái)吉乃爾河匯流，最終在湖盆海拔最低處形成東、西臺(tái)吉乃爾湖[24]。選擇1990年、1992年、1994年和2000年中面積最大月份的湖泊邊界，分析東、西臺(tái)吉乃爾湖的空間變化情況。東、西臺(tái)吉乃爾湖是發(fā)育在柴達(dá)木盆地中部的構(gòu)造斷陷湖泊，湖區(qū)及周邊地質(zhì)構(gòu)造復(fù)雜，北部為雅丹地貌群，南部為河流區(qū)，東、西側(cè)為鹽灘-荒漠區(qū)，湖盆邊緣平均海拔2 700 m，主要是砂質(zhì)泥巖和砂質(zhì)黏土，湖盆內(nèi)部平均海拔2 680 m，以黏土和鹽類沉積為主[25]。

圖6為湖泊邊界變化情況，由圖6可見，東臺(tái)吉乃爾湖西南側(cè)地勢(shì)平坦，湖岸線變化明顯，其東部為近50 km2的沙質(zhì)干鹽灘，厚15～20 m，坡度較陡，湖岸線變化不明顯；西臺(tái)吉乃爾湖西北高東南低，因此湖岸線變化主要發(fā)生在西北側(cè)，上游來水在南側(cè)向湖泊內(nèi)補(bǔ)給，湖岸線變化不明顯。當(dāng)兩湖水量充足時(shí)均呈現(xiàn)為三角形，當(dāng)水量減少時(shí)，東臺(tái)吉乃爾湖依然以近似三角形的形狀向內(nèi)縮小，由于東南側(cè)海拔較高，因此面積萎縮時(shí)湖岸線變化較明顯，而西臺(tái)吉乃爾湖則逐漸變?yōu)闄E圓形。由此可見，湖泊水量的變化不僅影響湖泊面積，還影響湖泊的形態(tài)分布。

圖6 湖泊邊界變化情況Fig.6 Change of lake boundary

4 討 論

4.1 水量平衡

1990—2002年?yáng)|、西臺(tái)吉乃爾湖的月水量平衡計(jì)算結(jié)果(圖7)表明，兩個(gè)湖泊庫(kù)容差變化不一，沒有持續(xù)萎縮，處于正常波動(dòng)狀態(tài)。2000年后兩湖的水量變化劇烈，采用累積距平法進(jìn)行分析，結(jié)果表明，東臺(tái)吉乃爾湖的湖面蒸發(fā)量、降水量、徑流量和庫(kù)容的平均值分別為0.208億m3、0.003億m3、0.159億m3和1.496億m3。其中，蒸發(fā)量、徑流量和庫(kù)容的變化趨勢(shì)幾乎一致，1990年開始呈下降趨勢(shì)，在2000年前后達(dá)到最小值，此后逐漸上升，而降水量的變化趨勢(shì)完全相反，說明東臺(tái)吉乃爾湖庫(kù)容發(fā)生變化的主要原因是蒸發(fā)量和徑流量。西臺(tái)吉乃爾湖的湖面蒸發(fā)量、降水量、徑流量和庫(kù)容的平均值分別為0.099億m3、0.002億m3、0.085億m3和0.360億m3。庫(kù)容變化與降水量和蒸發(fā)量的變化趨勢(shì)相似，1992年開始急劇上升，1999年前后達(dá)到最大值，此后逐漸下降，而徑流量較穩(wěn)定，呈先下降后上升的趨勢(shì)，說明西臺(tái)吉乃爾湖的水量變化主要取決于降水量和蒸發(fā)量。由于2003年以前湖區(qū)處于天然狀態(tài)，并且徑流量、降水量、蒸發(fā)量的突變幾乎在同一時(shí)期發(fā)生，表明引起湖泊水量的變化主要原因是氣候變化。

(b) 西臺(tái)吉乃爾湖圖7 水平衡各項(xiàng)累積變化Fig.7 Cumulative changes in items of water balance

4.2 湖泊天然狀態(tài)識(shí)別

由于東、西臺(tái)吉乃爾湖區(qū)域年均降水量?jī)H為30 mm左右，蒸發(fā)量是降水量的80倍，所以降水量的影響可以忽略不計(jì)。湖泊的徑流量年內(nèi)變化出現(xiàn)兩次峰值：第一次峰值在4月，由于氣溫上升使冰雪融水量增加，第二次在7月，與汛期降水量導(dǎo)致地表產(chǎn)流量增加有關(guān)。相關(guān)研究表明，由于冰雪融水參加徑流過程會(huì)導(dǎo)致年內(nèi)徑流過程有兩次峰值，這也是高寒地區(qū)水文過程的特征之一[26-27]。同時(shí)柴達(dá)木盆地近年增溫速度明顯高于青藏高原整體水平[27]，那棱格勒河流域位于昆侖山脈附近，周圍有冰川分布，氣溫的變化對(duì)流域積雪的凍融過程貢獻(xiàn)較大，因此兩湖泊面積從3月開始隨著氣溫的增加逐漸擴(kuò)大，至7月達(dá)到峰值。

相關(guān)性分析結(jié)果表明，兩湖泊年內(nèi)面積變化與氣溫和徑流量均呈正相關(guān)關(guān)系，并且相關(guān)性系數(shù)均通過了置信度為0.01的雙側(cè)檢驗(yàn)。選擇氣溫和徑流量作為自變量，湖泊面積作為因變量，分別對(duì)東、西臺(tái)吉乃爾湖湖泊面積年內(nèi)變化建立多元線性回歸方程：

A1=142.243+48.35R+0.246T

(6)

A2=64.049+28.695R+0.736T

(7)

式中：A1、A2分別為東、西臺(tái)吉乃爾湖湖泊面積，km2；T為氣溫，℃。

擬合面積的峰值出現(xiàn)在8月，主要是兩湖徑流量在8月份達(dá)到最大值所致。根據(jù)回歸系數(shù)t檢驗(yàn)結(jié)果，徑流量對(duì)年內(nèi)變化的貢獻(xiàn)率較大；經(jīng)方差分析，兩湖的線性回歸模型總體達(dá)到極顯著水平(p<0.01)；Durbin-Waton檢驗(yàn)值表明模型擬合效果較好，預(yù)測(cè)值的方差獨(dú)立。

根據(jù)年蒸發(fā)量等氣象因素與湖泊面積年際變化相關(guān)性分析結(jié)果，選擇相關(guān)性較高的因子對(duì)兩湖年際面積變化建立多元線性回歸方程：

A1=717.179-0.146E-2.209T-5.920w
+41.220R

(8)

A2=542.801-0.108E-9.606T-4.561w
+6.651R

(9)

式中w為風(fēng)速，m/s。

經(jīng)分析，方程擬合結(jié)果較符合實(shí)際，西臺(tái)吉乃爾湖2000年的擬合值大于實(shí)際值是由于模型中未考慮降水因素，而2000年年均降水量驟減至8.7 mm，對(duì)湖泊面積產(chǎn)生了一定的影響。經(jīng)方差分析，模型總體達(dá)到極顯著水平(p<0.01)；Durbin-Waton檢驗(yàn)值表明模型擬合效果較好，預(yù)測(cè)值的方差獨(dú)立。

圖8為東、西臺(tái)吉乃爾湖面積累積頻率分布?？梢?，東臺(tái)吉乃爾湖面積為180～220 km2，西臺(tái)吉乃爾湖面積為130～140 km2。由于地形的原因，天然狀態(tài)下兩湖的位置保持在湖區(qū)的海拔最低處，當(dāng)人為筑起攔水壩阻隔上游來水時(shí)，會(huì)在人為規(guī)定的空間范圍內(nèi)海拔最低點(diǎn)處蓄水形成新湖泊，即鴨湖，其平均海拔為2 685 m。因此，天然狀態(tài)時(shí)的湖泊面積和形態(tài)隨水量的變化而改變。表1為選取25%、50%、75%和90%的湖泊面積保證率情況下辨識(shí)的東、西臺(tái)吉乃爾湖湖泊面積、湖容及空間形態(tài)的結(jié)果。

表1 不同湖泊面積保證率下的湖泊天然狀態(tài)Table 1 Lake States under Different Guarantee Rates

圖8 東、西臺(tái)吉乃爾湖面積累積頻率分布Fig.8 Accumulative frequency distribution of area of East-Taijiner Lake and West-Taijiner Lake

5 結(jié) 論

a.在湖泊面積變化方面，東臺(tái)吉乃爾湖面積以2.19 km2/a的速率呈增加趨勢(shì)，面積為180～220 km2，西臺(tái)吉乃爾湖面積以3.50 km2/a的速率縮小，面積為130～140 km2。兩湖面積在7月出現(xiàn)峰值，4月為次峰值；選取相關(guān)性較高的氣象水文因子分別對(duì)東、西臺(tái)吉乃爾湖面積的年際和年內(nèi)變化建立了線性回歸方程，擬合度較高。

b.在湖泊空間布局方面，東、西臺(tái)吉乃爾湖呈西北-南東向分布，湖泊水量充足時(shí)兩湖均近似為三角形，水量減少時(shí)，東臺(tái)吉乃爾湖以原有的湖泊形態(tài)向內(nèi)縮小，而西臺(tái)吉乃爾湖逐漸萎縮成橢圓形。由于湖區(qū)周圍地形和上游來水補(bǔ)給路徑的原因，兩湖邊界變化較明顯，主要在東臺(tái)吉乃爾湖的西南側(cè)和西臺(tái)吉乃爾湖的西北側(cè)發(fā)生變化。

c.研究時(shí)間范圍內(nèi)湖泊水量維持在一個(gè)有正有負(fù)的相對(duì)平衡的狀態(tài)，結(jié)合由長(zhǎng)序列的湖泊面積變化繪制出的湖泊面積保證率曲線，以25%、50%、75%和90%的保證率為例，識(shí)別天然狀態(tài)的湖泊面積、湖容及空間形態(tài)。該保證率曲線可為鹽湖資源開發(fā)過程中保護(hù)天然湖泊生態(tài)系統(tǒng)提供一定的參考。