郭晓寅 陈发虎 颉耀文 施祺

提　要　石羊河流域史前曾存在大面积的终闾湖泊——猪野泽。自西汉开拓河西以后的两千多年以来，受人类活动影响，石羊河流域土地覆盖发生了显著的变化。灌溉农田取代了天然绿洲，而且面积逐步扩大，农业用水急剧增加，猪野泽逐渐退缩成许多小湖，并于近代干涸。在假设人类活动（主要是灌溉）对水资源未加利用的条件下（理想状态），通过确定流域的水量收支和改进水量平衡模型，对石羊河流域现代自然条件下“终闾湖”的面积进行了模拟重建，得出现代终闾湖的面积至少应为 580km²。

关键词　石羊河流域；自然条件；终闾湖泊；水量平衡

中图分类号　P619.8

文献标识码　A

文章编号　1000－3037(1999)04－0385－04

　　石羊河流域位于甘肃河西地区东部祁连山北麓，介于东经 100°57′～
104°57′，北纬 37°02′～39°17′之间，是河西干旱荒漠区三大内陆流域之一，全长 300 余 km²，面积 41163km²。地势南高北低，自西南向东北倾斜。上游的祁连山地属高寒湿润区和高寒半干旱半湿润区，年平均气温 2～4℃，年降水量 200～700mm；中下游的武威和民勤盆地属温带干旱区，年均气温 6～8℃，年降水量 50～200mm。

　　史前，石羊河流域下游曾存在统一大湖——猪野泽。自西汉开拓河西以后的 2000 多年来，人类活动对该区自然环境的影响日益增强。人们修渠引水，发展灌溉，使天然绿洲逐步转变为人工绿洲，而且规模逐步扩大。随着中游农田的不断开垦和城市的发展，武威的用水量急剧增加，从而导致下游的来水量逐年减少。在人类活动和自然环境变化的双重影响下，猪野泽逐渐退缩成许多小湖，其中大多数湖泊近百年来已相继干涸消失^[1～2]。目前，除在民勤盆地东北部的白碱湖尚有少量积水外，其它地方已无湖泊可言。随之而来的是民勤绿洲特别是下游湖区的严重缺水，从而导致大片耕地撂荒，土地沙化和盐碱化面积扩大，巴丹吉林沙漠和腾格里沙漠向民勤盆地蔓延。民勤环境恶化的原因中，自然和人为因素的比例一直是科学界探讨的热点问题^[1～3]。在现代自然条件下，民勤终闾湖泊到底有多大？本文试图利用水量平衡原理予以模拟“恢复”。

1 理想状态下的石羊河流域

　　石羊河水系是由若干发源于祁连山、主要靠降水补给的相对独立的小河流组成。自西向东主要有西大河、东大河、西营河、金塔河、杂木河、黄羊河、古浪河及大靖河等（图 1），各河出山径流量见表 1。西大河和东大河在永昌出山，西大河最终流入永昌与民勤交界处的昌宁盆地，东大河汇入民勤盆地。西营河、金塔河、杂木河和黄羊河在武威出山，在洪积扇带，地表水大量渗漏转化为地下水，在扇缘地带又以泉水形式溢出地表，先后汇流成石羊大河。石羊大河北流穿过红崖山山口，进入民勤盆地。古浪河和大靖河在古浪出山，古浪河汇入石羊河后流入民勤盆地，大靖河则消失于下游的腾格里沙漠。在现代人类活动强烈影响下，东大河与古浪河的水量实际上分别在永昌与古浪境内就消耗殆尽，只有少量地下水汇入民勤盆地。也就是说，目前，大河在永昌出山，西大河最终流入永昌与民勤交界处的昌宁盆地，东大河汇入民勤盆地。西营河、金塔河、杂木河和黄羊河在武威出山，在洪积扇带，地表水大量渗漏转化为地下水，在扇缘地带又以泉水形式溢出地表，先后汇流成石羊大河。石羊大河北流穿过红崖山山口，进入民勤盆地。古浪河和大靖河在古浪出山，古浪河汇入石羊河后流入民勤盆地，大靖河则消失于下游的腾格里沙漠。在现代人类活动强烈影响下，东大河与古浪河的水量实际上分别在永昌与古浪境内就消耗殆尽，只有少量地下水汇入民勤盆地。也就是说，目前，仅有在武威出山的径流流入民勤盆地。石羊河流域的水量分配受人类活动影响强烈，加之该区域地势高差大，从上游的祁连山区到下游的民勤盆地，地貌、地质、气候、植被等自然条件变化较大，因此在研究中，我们对流域的各种条件根据具体情况进行了适当的简化，将深受人类活动影响的复杂流域抽象为纯自然条件下的简单流域。

图 1 石羊河流域水系图
Fig.1 Map of Shiyang River Drainage system

表 1　各河出山径流量
Table 1 Discharge of every river flowing out Qilian Mountains

　　(1) 因大靖河的水量较少，西大河在目前条件下不能直接流入石羊河，故将此二河忽略不计。另外，由于东大河和古浪河出山后的流域面积较小，其降水量和蒸发量可忽略不计，而把其径流量转换为流域降水量。石羊河流域面积在此只计武威、民勤及西营河、金塔河、杂木河和黄羊河上游的山区面积。

　　(2) 石羊河经武威流入民勤后，未分支流，其水量全部注入到野麻湖和青土湖所在区域，形成统一大湖。

　　(3) 没有人类活动干预，地表水补给地下水的总量与地下水自然溢出量相等，即不考虑地表水与地下水的转化。

2 石羊河流域的水量平衡模型

　　利用水量平衡原理研究湖泊始于 1980 年，Kutzbach^[4] 提出用水热平衡法来计算乍得湖全新世中期的古降水量与蒸发量；Hasternrath^[5] 等在 1983 年也用上述方法对非洲东部几个湖泊进行研究；与此同时，Swain^[6] 估算了印度塔尔沙漠中 Rajasthan 湖的水量收支及降水量。近年来，很多的湖泊研究都应用这种方法。

　　但是，前人利用水量平衡原理的湖泊研究仅限于古湖泊研究，而对受人类活动影响较大的现代湖泊的研究则还未开展。本区受人类活动影响较大，同时本研究旨在恢复不存在的“终闾湖 "，因而不宜直接应用前人模型，需加以改进。

　　对于湖泊水位相对稳定的内陆流域来说，水量平衡就是流域降水量等于蒸发量：

P=E_wa_w＋El(1－a_w)　　(1)

其中，P 为流域降水量，E 为蒸发量（w 表示水面，l 表示陆面），a_w 是水面面积 (A_w) 占流域总面积 (A) 的百分比，即 a_w =A_w/(A_w＋A_l)。因最后要计算的是湖泊水面，因此有必要将水面进一步区分为河流水面与湖泊水面。若降水量和蒸发量均以 mm 为单位，根据水量平衡原理，式 (1) 可改写为：

PA=E_swA_sw＋E_lA_l＋E_lwA_lw (2)

其中，A 为流域面积，A_sw、A_l、A_lw 分别为河流水面、陆地表面和湖泊水面的面积。P、E 分别为以 mm 表示的降水量和蒸发量。由式 (2) 可知，如果确定了其中的几个量，剩余的一个量可通过公式算出。那么流域中湖泊的水面面积为：

A_lw=(PA－E_swA_sw－E_lA_l)/E_lw (3)

　　流域降水量的计算比较简单，可通过对流域不同区域的降水量进行面积加权得到。但蒸发量因下垫面的不同而差异很大，因而情形比较复杂。将整个流域划分为水面和陆面显然过于简单，因为荒漠、林地、草地、水面等下垫面的蒸发量都相去甚远。因此，蒸发量的确定成为计算湖泊面积的关键。

3 蒸发量和降水量的确定

　　自然条件下土地覆盖的蒸发量和人类改造后土地覆盖的蒸发量是不同的。例如，历史时期，将天然无灌溉林地开垦为农田的过程是必然存在的，但人工灌溉农田和天然林地的蒸发量却相去甚远。因此必须把现代条件下深受人类活动影响的土地覆盖“恢复”到不受人类影响的自然土地覆盖状态。

3.1 模型 NEWCOP 的验证

　　民勤境内红崖山水库以上河流水面面积约为 10km²（河面宽度按 200m 计）。水库水面面积约为 17km²。水库以下已无天然河流，均为人工修建的渠道，渠道水面面积按干渠宽 3m、支渠宽 2m、农斗渠宽 1m 各乘以其长度计，面积为 13km²。总计民勤境内水面面积为 30km²。武威境内水面面积与民勤一样，也为 30km²。山区河流水面面积按河面宽 10m 计，河流总长为 1500km，计 15km²。根据式（2）扩展可得：

PA=E_w1A_w1＋E_w2A_w2＋E_w3A_w3＋E_ll (4)

式中，降水量 P 可通过对武威、民勤与山区的降水量（表 2）进行加权得到，为 168mm；w1 表示武威水面，w2 表示民勤水面，w3 表示山区水面。水面蒸发量按φ20cm 蒸发器蒸发量乘以折算系数得到，照此算法，武威、民勤与山区水面蒸发量分别为 1112mm、1454mm 和 765mm；根据式 (4) 计算得流域陆地表面蒸发量 (El) 为 165mm。

表 2　流域面积、降水量和水面蒸发量
Table 2 Area,precipitation and water surface evaporation of the drainage

注：山区降水量按陈隆亨等^[7]，蒸发量按乌鞘岭和门源φ20m 蒸发器蒸发量折算。

3.2 自然条件下流域水量收支的确定

　　河流上游山区受人类活动影响较小，可以认为目前蒸发量就是自然条件下的蒸发量。根据进入民勤的径流量和民勤降水量算得民勤蒸发量为 126mm。按民勤县农业区划报告，荒区蒸发量为 89mm，非灌溉林地蒸发量为 342mm，而田间蒸发、蒸腾量为 750mm，远大于荒区和林地的蒸发量，说明人类活动使蒸发量增大。若把 4万hm² 耕地全变为林地，则民勤全县平均蒸发量应下降 11mm。因此，115mm 为自然条件下的民勤县平均蒸发量。

　　武威绿洲耕地面积比民勤绿洲大得多，人类活动对蒸发量的影响势必会更大。但武威较民勤具有不同的地表水与地下水转化形式，如在武威盆地中部西营河等的洪积扇缘为泉水溢出带，在自然条件下，这些地方可能会成为地下水位较高、蒸发量也较大的沼泽。因此，不能按与对民勤相似的处理方法消除人类活动对武威蒸发量的影响。在本项研究中，由于受条件所限也不可能恢复自然条件下的植被状况，精确地计算出自然条件下的蒸发量，因此只能假设几种情况讨论：

　　(1) 若武威蒸发量的下降值与民勤相同 (11mm)，则武威的蒸发量为 154mm；

　　(2) 若武威现有的 10万hm² 耕地全部转变为林地，则武威蒸发量应减少 67mm，为 98mm；

　　(3) 若武威 10万hm² 耕地的 3/4 变为沼泽，3/4 变为林地。在玉门测定的潜水埋深 0.5m 的沼泽草甸区的潜水蒸发、蒸腾量为 1850mm^[7]。武威较玉门湿度大、温度低，沼泽的蒸发量应比玉门小，这里设为 1600mm。在这种情况下武威蒸发量下降 24mm，为 141mm。

　　在民勤蒸发量下降 11mm 的情况下，分别考虑上述三种情况，经计算知全流域在自然条件下的蒸发量分别为 155mm,144mm,153mm，我们暂取中间值 150mm 为自然条件下的陆地表面蒸发量，即 E₁=150mm。

　　下面再看水量收入的情况。按表 2 中的数据计算得流域的平均降水量为 168mm，如果把东大河和古浪河的水量转化为降水量一并考虑，则流域降水量增加 16mm，即 P=184mm。

3.3 湖泊面积的计算

　　将 P=184mm、A=24666hm²、E_sw=1179.4mm、A_sw=75hm²、E₁=150mm、A₁=(24666－75－A_lw)hm²=(24591－A_lw)hm²、E_lw=1454mm 代入式 (3)，可求得 A_lw=580hm²。

　　由上述过程可知，在现代气候条件下，如果消除人类活动的影响，石羊河流域的实际蒸发量将小于降水量，水量收入大于支出。由于本流域不是外流流域，因此必然在流域下游形成湖泊以增加蒸发量，从而使流域水量达到收支平衡。这个湖泊就是现代气候条件下石羊河的“终闾湖”（图 2），其面积为 580hm²。这与前人据卫片判读的数据基本吻合^[3]，说明我们的模型可以用于古湖泊变化模拟重建。

图 2 石羊河模拟“终闾湖”范围图示
Fig.2 Modeling range profile of terminal lake of Shiyang River

参考文献

1	冯绳武．民勤绿洲的水系演变[J]．地理学报，1963,29(3)：241～249.
2	CHEN F H, SHI Q, WANG J M. Environmental change documented by Sedimentation of Lake Yiema in the NW China since the Late Glaciation[J]. Journal of Paleolimnology (in press).
3	李并成．河西走廊汉唐古绿洲沙漠化的调查研究[J]．地理学报，1998,53(2)：107～115.
4	Kutzbach J E. Estimates of past climate at Paleolake Chad, North Africa, based on a hydrological and energy-balance model [J]. Quaternary Research, 1980,14(2)：210～223.
5	Hastenrath S, Kutzbach J E. Paleoclimatic from water and energy budget of East African Lakes [J]. Quaternary Research, 1983,19(2)：141～153.
6	Swain A M, Kutzbach J E, Hastenrath S. Estimates of Holocene precipitation for Rajasthan, India,based on pollen and lake level date [J]. Quaternary Research, 1983,19(1)：1～17.
7	陈隆亨，等．河西地区水土资源及其合理开发利用[M]．北京：科学出版社，1992.

作者简介

郭晓寅 (1971－)，女，吉林龙井人，1998 年于兰州大学地理科学系获硕士学位，中国科学院兰州冰川冻土研究所在读博士研究生，研究方向为地理信息系统。

基金项目：国家自然科学基金重点资助项目 (49731010)；国家教委博士点基金资助项目 (96038)。