1干旱区湖泊水系的独特性
近期研究表明，水和其他物质一样在全球循环的背景下，在各个地区实现区域性循环，例如咸海、博斯腾湖、艾比湖等与帕米尔—天山山区产流系统之间的循环。这一无地表径流和地下径流与全球大洋相通，也不与其他集水区相连，即无水力学联系的水分循环的相当大部分分布在内陆水体流域。特别突出的是分布在地球上最宽的干旱带的欧亚大陆腹地。这个地区又分成若干个水力学上互不相通的局部集水区，其中较大的内陆湖有里海、咸海、博斯腾湖、乌伦古湖、玛纳斯湖、巴尔喀什湖、阿拉湖、艾比湖、罗布泊、伊塞克湖、田吉兹湖。湖群有北哈萨克斯坦的谢列特湖群、恰内湖群、库伦达湖群等。
上述每一个水域在水文学上都有自己的水分、能量和其他物质循环系统，是一个相对独立的水利系统。内陆湖流域在陆地上的质量、能量交换是具有极大局部性的流域结构。由于局部循环是在全球循环的背景下进行的，因此，每一个这样的流域又是一个开放的系统。而且拥有自己的径流形成区(山区)、自己的水系(天然河流)、自己的尾闾(内陆湖水体)以及自己定常的气流(山谷环流)。咸海的河川径流形成区(产流区)是帕米尔和天山山系，巴尔喀什湖的产流区是中国西部天山山脉，博斯腾湖的径流形成区是中国天山南坡，艾比湖和玛纳斯湖是中国天山北坡和阿拉套山等等。
内陆湖流域的山区与尾闾水体的水力学联系是通过流域水系的子系统来实现的，故而，子系统赋于内陆湖流域以独特的属性。与此同时，在各自水系内实现直接的质量、能量交换。河川径流是液态径流、固态径流、离子径流和生物原径流的复合径流。河流带给尾闾(内陆湖水体)的不仅是水，而且还有泥沙，特别是富营养化的淤泥，集水面淋溶的盐类，生物残体(水中栖生鱼类的饵料)等。流域的反向联系(湖泊—山区)由恒定的大气低层风来实现。风把水汽携往山区，而且还把盐粒和尘埃微粒、植物花粉、真菌孢子、昆虫卵搬运到山区。另外，还有动物向山区的垂直迁徙、鱼类洄游产卵、候鸟转徙、啮齿类动物和爬行动物的大规模迁居。欧亚内陆游牧民族，特别是哈萨克民族的居住地局限于河川流域，夏季牧场在河流上游，冬窝子在下游小湖旁或河流附近。内陆湖近岸浅水区和沿岸湿地是生物群落聚居的中心，那里积累了大量的动、植物残体，也集中了大量的盐类。随着内陆湖的水位逐年下降和间歇干涸，这些物质逐渐被输入大气，其中很大部分被逆向输往山区。
区内陆径流形成区位于帕米尔-天山山系这样的强烈大陆性气候区，因此，有一系列独特的水文学、水文物理学、水文化学和水文生物学性质，这就决定了干旱区湖泊的属性有别于湿润区湖泊。由此，笔者认为亚洲中部内陆湖泊应单独立类，在湿润区得出的结论不适用于干旱区湖泊。正因为如此，许多有声望的学者对干旱区湖泊作总结性评价时往往失误。还有一些不为人所知的用湿润区湖泊的“尺子”为干旱区湖泊“裁衣”的错误。
2干旱区湖泊的形态测量学特点
干旱区湖泊的一大特点是水浅而量小，并且形态复杂，这一特殊属性是其成因造成的。干旱区湖泊大部分都是河流流至广袤剥蚀盆地中心潴积而成。在其生存的数千万年间，逐渐被河流的固态径流——泥沙所淤积。强烈的风生湖流对这些泥沙进行水力学分类，并使他们再度沉积。所以湖底地形较为平坦，而湖岸线却千姿百态，湖中几乎都有岛屿或岛群。
由表1得知，所有的干旱区湖泊宽比深大几个数量级，其形状就酷似一个浅碟子，其中注入浅浅一层水放在开阔的地方。这里经常刮大风，上下层以及各区段之间的水得到充分混合。水浅再加上充分地搅动，所以在干旱区湖泊记录到的垂直方向各个深度的水温、矿化度、水流速率等有着惊人的一致性。这就是说，干旱区湖泊几乎没有水温度的分层现象，不可能观察到上升流、温压、水体富营养化(自体中毒)等现象。由于水浅以及水底的摩擦作用，使得干旱区湖泊不可能出现定振波(又称“波漾”)这样的示性现象。
表1亚洲中部内陆湖形态测量特征
Tab.1DimensionsofsomelakesinCentralAsia湖泊名称平均水面积&n
bsp;容积深度/m
位/m/km[2]/(×10[8]m[3])平均最深部位
咸海53.064000106001667
巴尔喀什湖342.01800010005.226
阿拉湖347.3265059022.154
博斯腾湖104898880.48.1516.5
乌伦古湖482.882760.28.012
艾比湖18910707.61.43.0
3干旱区湖泊的风生湖流与泥沙沉积规律
对于干旱区内陆湖而言，风具有极大的意义。在亚洲中部内陆湖泊分布区，常有15m/s以上的大风出现，不仅年出现频率高，而且强度大。例如阿拉湖和艾比湖地区年平均风速6.0m/s，瞬时最大风速55m/s(1977-04)，平均年大风日数超过162d[11]。在气流与水表层(即“活动层”)摩擦力的作用下，形成风压流顺风移动，最终形成：迎风岸出现增水现象，增高n，在逆风岸(图1.a)出现减水现象，减退值为no。在深水层形成逆向移动的补偿流(图1)。水体深度明显超过活动层，即H≥hak=λ/2，补偿流速率微不足道。但是，在浅水水体中补偿流可以与风压流相提并论，在水团混合中具有积极的作用。
附图
图1风成波演变示意图(略)
Fig.1Evolutionofthewind-drivenlacustrinecurrent
值得一提的是“深”与“浅”是个相对观念，这取决于风成波的波长，而波长又体现了风速。例如，在巴尔喀什湖和艾比湖水面，几乎每天都有5m/s以上的风。实测证明，这样的风可引起高1.0m，长15m的波。这样，活动层厚度在该风成波条件下约为7.5m，比该湖大部分区段的平均厚度要高得多(表1)。这种情况在干旱区湖泊中常见，况且这里每年都发生风暴，风速达25～35m/s，波高3.0m以上，波长在50m以下。
研究资料表明[1]，在浅水水体条件下，也会发育补偿流，他们主要集中在湖泊中部较深的水域(图2)，于是在水表层形成独特的风生湖流(顺风)，占据近岸浅水地带，而补偿流(逆风)集中在湖域中部。
附图
图2湖源增减水示意图(略)
Fig.2Waterincreaseordecreaseofalake
从图3可以看出，风生湖流仅局限于该湖各大区段，而风压流进入凹凸湖岸的所有湾汊，使湖湾的水与各区段的水充分混合。补偿流则逆风运动，占据湖泊中部较深的水域，为各区段的水交换提供条件，并加深对深水区湖底的侵蚀。应用类似的数学计算和实地考察，得知咸海也有3个局部风生湖流区[1]。
附图
（该图系为浅水水体设计的二维数学模型，并参照该湖大比例尺物理模型的研究成果）
图3标准天气情况下的的巴尔喀什湖风生湖流示意图(略)
Fig.3Wind-drivenlacustrinecurrentintheBalkhashLakeundernormalweather
根据观测数据，强盛的风生湖流不仅搅动水体底部的泥沙，而且还在沿岸作功。风成波直接作用于湖(海)岸，磨蚀岩石质陡岸，冲蚀砂质缓坡(搅动泥沙)，沿岸风压流搬动搅起的泥沙和崩解的岩屑，使之形成湖底沙堤，由于风向以及与此相应的风压流流向和速率常常发生变化，所以水底沙堤的走向和高度经常改变，或是一些新的沙堤叠加在原先沉积的沙堤上。结果，在浅水水体近岸经常进行着泥沙离析分层和浮选过程，形成具有特征性的千姿百态的沙嘴、沙堤、水下浅滩以及其他构成物。细颗粒泥沙，如细沙、粉沙和淤泥则被搬运至水体的深水区，受补偿流的支配。当水位高时，上述构成物的材料甚丰，不仅有河流搬运来的大粒径泥沙，而且还有陡岸的磨蚀产物以及以前沉积的沿岸沙丘。这些构成物随着水体水位下降和干涸而逐渐露出水面，覆盖上植被，在风的影响下逐渐加高，并向水域扩展。陆地范围逐渐扩大，湖岸线向水域方向后撤，属于这类沿岸构成物的有艾比湖的湖心长堤，博斯腾湖的小湖区和巴尔喀什湖著名的多萨伊沙嘴等。所有这些都是在湖面高水位时形成的，在20世纪50，60年代才开始露出水面.4干旱区内陆湖的水化学过程特点
由于日照较强，内陆水体水面蒸发强烈，这一过程往往又被风加剧。例如巴尔喀什湖的蒸发量为1000～1100mm，艾比湖达到1200mm，艾丁湖和罗布泊的蒸发量更大。由于大量的热量被用于蒸发，所以水体不致于发热，水温一般不超过23～25℃(表2)，为生物系统所能接受。这一情况制约着内陆水体的水化学性质。
表2中国干旱区主要湖泊物理要素
Tab.2PhysicalfactorsofsomelakesinaridareasofChina编海拔面积水深夏季水透明度水面蒸发
号湖名/m/km[2]/m温/℃/m量/mm
1博斯腾湖1048.01160.08.118.2～19.71～21140.0
2柴窝堡湖1094.030.04.216.3～18.511319.0
3巴里坤湖1581.0112.150.619.1～21.50.51638.0
4艾比湖189.01070.01.521.0～25.50.31315.0
5艾丁湖-155.0245.00.622.0～25.00.3(2540.0)
众所周知，湿润区湖泊，在盐分浓度较高的(超过10g/L)条件下才出现沉降(自行沉降)过程。然而，在干旱区内陆湖泊，盐类沉降过程发生在极小的矿化度条件下。例如，在巴尔喀什湖，碳酸钙沉降过程甚至发生在矿化度不超过2.0g/L的湖西区；碳酸镁沉降过程(形成白云石)发生于矿化度不超过5.0g/L的湖东区；在远离湖岸被隔离开的湖湾矿化度为16.0g/L，则进行着硫酸盐和氯化物的沉降过程[1]。又如，当艾丁湖水位急剧降低、水质矿化度迅速提高时，碳酸盐、有害的硫酸盐、有毒的氯化物同时沉降堆积。这样，预先估计会形成的可以覆盖湖底沉积物使之不被风搬运走的碳酸盐壳没有形成，形成的却是沼泽盐土和结壳膨胀盐土，这种土质寸草不生，极易成为风的，甚至是弱风的俘获物。
干旱区水体盐类提前沉积的化学机理已经有人作了研究[12，13]，其机理是因为水体的水浅、日照强烈、气候干燥、水作垂直运动等，是地形和气候因子综合作用的结果；湿润区水体则与之不同，那里的水深，蒸发量小于降水量，富集溶解二氧化碳，是生物群落生命活动的产物，在这种条件下，碳酸钙下沉时还没到水底就与水底升起的二氧化碳发生作用，生成可溶于水的重碳酸盐和水分子，正是由于这种独特的“盐类复原溶解机制”，使盐类的浓度不断提高。
这种“盐类复原溶解机制”不可能产生于干旱区水体。第一，这里的底栖动物和其他生物群并不栖息在水底，而是生活在足以避风和避开有害紫外线的浅水弯，因此这里极少生成二氧化碳；第二，由于存在强烈的风输送过程，即便能生成少量的二氧化碳也会逸失，因此干旱区水体中的碳酸钙颗粒和其他沉降的盐类微粒沉到水底并长期保持沉积状态。盐分提前沉积(在较小的浓度条件下)也受粒径极微小的泥沙质粒(悬浮质)的极大影响。悬浮质的生成有多种原因：风成波引起的定常湍流混合、近岸泥沙浮选、水底沉积物搅动、粗颗粒泥沙在沿岸输沙过程中的磨蚀。悬浮质不仅吸附水中的离子，不仅是化学反应，特别是重碳酸盐生成的催化剂，而且本身也参与溶解于水的盐离子的反应，结果得到固态沉积水和水分子。还有一个天然机制不要忘记，这就是干旱区水体为摆脱多余盐量而表现出的自我保全机制。
干旱区水体的浑浊水具有独特的天然净化能力。河水经过沉淀，可见水底沉淀的不仅有粗颗粒沙，而且还有土粒，这些小土粒裹走水中多余的盐分(通过吸附和化学反应析出洁净的水)。这就是过去为什么当地居民认为新打上来的河水在大陶罐里沉淀后，比经过氯消毒的自来水还干净的道理。
5干旱区湖泊的水生生物系统
干旱区水体的生物系统是受独特的水文、地貌和气候条件制约的独特性生物系统。这个系统把挟带进湖泊的无机盐纳入自己的营养(食
物)链，藉此使湖水淡化。甚至可观察到这样一种情况，即湖鱼把岩屑——湖底沉积的富含底栖动物残体和白云石残留物的白粘土当作食物。
众所周知，营养链始于浮游植物，这一群落直接从水中吸收无机盐。浮游植物为浮游动物所食，而后者又作为软体动物和蠕虫(栖息在水体底部松软粘土质沉积层中的底栖动物)的食物，底栖动物则是鱼类的饵料基础。此外，眼子菜、睡莲、金鱼藻、芦苇以及其他称之为大植物体(macrophyte)的水生植物，也能直接从水中吸收无机盐和其他重金属离子。
干旱区水体生物群落中有多种畏惧强劲风生湖流以及风成混合而无法生活于水域中部，水域中部留下的是生命力最强的藻类植物和软体动物，再者水域中部有强烈的太阳辐射也不允许生物生存。湖泊生物群落的大部分，包括经济鱼类都集中在近岸地带、湖滨湖泊和湖湾，那里植物茂盛，有芦苇、蔷薇、眼子菜等，因此风成波及太阳射线不能直接进入这里，但长周期的水位涨落以及水的不断更新对这里有影响。
由此可见，干旱区水生生物群落的特点为：第一，生物量在水域分配的极端不平衡，几乎所有的生物都集中在近岸地带、在茂密的芦苇丛中、在浅水湾和湖滨湖汊。芦苇能在冲积沙堤上迅速长成屏障，保护生物群落不受风成波冲击，保护湖堤不被冲塌。第二，特殊的气候条件以及生物量、生物种群的季节性变化。春天到来后，干旱区水体与其周围环境一样生机盎然，这不仅是因为水开始变暖，而且是因为水的表层结构为厚的淡水层——雪冰融水层，他暂时还没有受风成混合的影响。据哈萨克斯坦科学院动物学研究所考察队[1]和裴新国、阎晓燕[15]专门测算的数据：春天，巴尔喀什湖水域—伊犁河三角洲河网和博斯腾湖每1m[3]水域内生物量达2.0×10[5]～4.0×10[5]个，其中，博斯腾湖水域可达4.6×10[5]个(1977-1987年)。表明春天生物量急剧增加，繁衍迅速。
然而，夏天，由于水温过高和太阳辐射，大多数浮游生物及底栖动物都死亡。每1m[3]仅测得数百个乃至数十个生物个体。这一现象与周围的漠境一样，只是在近岸地带、深水湖区底部以及三角洲河网内隐藏着生命。
秋天，由于云量增大，暴雨频繁，太阳辐射强度和气温有所下降，水体与其周围漠境一样重又恢复生机。浮游生物的数目增加到数千个，生物群落的某些种又开始繁衍，如赤梢鱼(贪食性仅次于梭鲈的肉食性鱼)再度产卵。
冬天，水冷彻骨，水面封冻，生命转息，大多数鱼类游至深水区冬眠。
第三，不存在水体富营养化的威胁。干旱区水体生命活动的季节性，使湖泊生物经常不断地更新和死亡，不致于生成过多的生物量、导致有毒藻类大量繁殖和水体自体中毒。干旱区水体不会长满藻类植物和发育成沼泽，而且这一特性也不受其面积的大小影响。这与湿润区湖泊的演变史截然不同。中亚许多浅水湖之所以能够长期存在而不发绿腐臭，即缘于此。这也正是咸海、巴尔喀什湖、阿拉湖、艾比湖等大面积水体得以渡过如此漫长历史的秘密所在。
6干旱区内陆湖的发育和衰亡
干旱区湖泊的变迁划分为如下几个阶段。
第一阶段：内陆水体史上最有生机、最丰水量的阶段。水位处于最高值，所有的浅水洼地和早先被裁弯隔断的湖湾和滨湖湖泊都充了水，外围湖和主体湖湖岸上密布芦苇丛，给生气蓬勃的湖泊生物系统提供栖生之处。主体湖与近岸浅水区之间进行着积极的水量交换，湖水不断淡化和净化。这个阶段可以维持相当长一个时期，因为主体湖可以陆续割断向陆地纵深处延伸的湖湾、滨湖湖泊的沼泽化浅水滩而削减对水的需求。
在陆地气候干燥的条件下，由于河流来水量减小，蒸发量加大，水资源日趋枯竭，于是进入第二个阶段——初始干涸期。在这个阶段，岸区洼地和大湾脱离主体湖的过程行将结束，湖岸线裁弯，水体本身在平面上呈圆形，剩下的只有三角洲湖和沼泽洼地，所有孑遗生命都往那里迁徙，这就是为什么一再强调要关注湖泊三角洲的原因。然而，在这个阶段仍然剩下一些水区，它们自行加深，彼此之间进行积极的水量交换，在其底部生物群落的某些种重新找到栖息地，鱼类重又找到可以越冬的水域。如果水位的下降是出自天然的，其速率缓慢，那么芦苇来得及随着退缩的湖岸退缩，并在新的稳定水位位置上保存下来，发挥其保护作用。如果要使已呈衰退的内陆水体恢复旧日风光，那么就要趁水体的生态系统还有能力恢复生命的时候采取措施，使之达到其可以生存的第二阶段。
第三阶段：水体被割断的阶段，原先曾属浅水水体统一体，各个水区在风生补偿流的作用下，受侵蚀而逐渐加深。原先分割出去的部分现已自成体系，彼此之间通过狭窄的水道(湖汊)沟通。
由于水位下降速度过于快，所以生物系统没能适应而彻底死亡。“平碟”底上晃荡的薄薄一泓水受强劲风的驱使猛烈拍击湖岸，根本谈不上恢复芦苇荡和底栖动物。剩下的只有一年生刺藻，有点像猪毛菜，生长在干涸湖底。艾比湖正处于这个阶段，以前形成的水下沙垄现已露出水面，并把艾比湖分成几乎均等的两个部分：西南浅水区已经干涸，只是偶而灌进薄薄一层水；东北深水区有博尔塔拉河和精河注入，这里还保存有两条河以及奎屯河的三角洲，但现在奎屯河已不再注入艾比湖，取而代之的是灌溉系统排水渠的下泄水。艾比湖水位下降的速度非常快，所以只在上述三角洲河网内还保存有劫后余生的生物系统。如果现在能稳住艾比湖水位，保存艾比湖现有水域，那么新的生物系统还能以三角洲湖泊和沼泽为基地，逐渐在全湖区恢复，水的淡化过程也可重新开始。目前该湖残存部分的湖水矿化度约为100g/L，那里形成奇异的生物系统，每年有成群朱鹭飞往那里。
第四阶段：表现为水体已完全衰败，湖泊的各个水区都在干涸，如罗布泊、玛纳斯湖，原址已是一片盐土。
7结束语
在结束本文的时候应当指出，干旱区内陆湖的最主要的特点是悠久的生命旅程和令人叹为观止的生命力。他的生物系统可以在前三个阶段生存和发展，而在第四个阶段彻底消亡。尽管大陆性气候严酷和强烈，尽管风生湖流强劲(有时还多亏他的作用)，尽管蒸发量相当大，
但内陆湖能生存数千年，即在现代时间尺度上也是无止尽的。
内陆湖不仅是干旱区气候的指示物，而且是本流域生态系统状况的指标。由于大多数内陆湖是天然系统和人类经济活动系统的最后一个环节，也正是河流和气流给这里带来了各种径流以及生产废料，所以他的生物系统最早对人类活动的干扰作反应，第一个抗争也是第一个受害。因此研究这个生物系统的状况，将他们与天然的状况对比，就可以对整个流域生态系统的状况作出评估。
不同地区的自然环境塑造了不同特性的湖泊，同时，湖泊的活动也不断改变着与湖泊有关的自然环境。内陆湖不是干旱生态系统的消极成分，恰恰相反，他是这一系统的积极成分，他为自己承受的损失会作出残酷的报复。人与湖泊和谐发展，这就是我们为什么要把干旱区内陆湖泊单独提出讨论，并对其状况实行监控，持之以恒进行系统研究的原因。在进行研究时，必须比较各个湖泊的观测资料；换而言之，监控系统应该是国际性的。