亚洲中部干旱区的湖泊(3)

    附图
    图1 风成波演变示意图 (略)
    Fig.1 Evolution of the wind-driven lacustrine current
    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.2 Water increase or decrease of a lake
    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.3 Wind-driven lacustrine current in the Balkhash Lake under normal weather
    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. 2 Physical factors of some lakes in arid areas of China 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

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