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1、第六节 湖水的运动与调蓄一、湖泊概述湖泊是陆地表面具有一定规模的天然洼地的蓄水体系，是湖盆、湖水以及水中物质组合而成的自然综合体。由于湖泊是地表的一种交替周期较长的、流动缓慢的滞流水体，加之它深受其四周陆地生态环境和社会经济条件的制约，因而，与河流和海洋相比，湖泊的动力过程、化学过程及生物过程均具有鲜明的个性和地区性的特点。在地表水循环过程中，有的湖泊是河流的源泉，起着水量贮存与补给的作用；有的湖泊（与海洋沟通的外流湖）是河流的中继站，起着调蓄河川径流的作用；还有的湖泊（与海洋隔绝的内陆湖）是河流终点的汇集地，构成了局部的水循环。陆地表面湖泊总面积约270万平方公里，占全球大陆面积的1.8左右
2、，其水量约为地表河流溪沟所蓄水量的180倍，是陆地表面仅次于冰川的第二大水体。世界上湖泊最集中的地区为古冰川覆盖过的地区，如芬兰、瑞典、加拿大和美国北部。我国也是一个多湖泊的国家，湖泊面积在1平方公里以上的有2300余个，总面积为71787平方公里，占全国总面积的8左右。我国湖泊的分布以青藏高原和东部平原最为密集。（一）湖泊的类型研究目的不同，划分湖泊类型的方法和依据也不同，主要分类方法有按湖盆成因、按湖水补给与径流的关系；按湖水盐度分类等等。1.按湖盆的成因分类 湖盆是湖泊形成的基础，湖盆的成因不同、湖泊的形态、湖底的原始地形也各异，而湖泊的形态特征往往对湖水的运动、理化性质、水生生物生长以
3、及湖泊的演化，都有不同程度的影响，因而按湖盐成因分类，得到广泛的应用。天然湖盆是在内、外力相互作用下形成的，以内力作用为主形成的湖盆主要有构造湖盆、火口湖盆和阻塞湖盆等；以外力作用为主形成的湖盆主要有河成、风成、冰成、海成以及溶蚀等不同类型的湖盆。1）构造湖 由于地壳的构造运动（断裂、断层、地堑等）所产生的凹陷形成。其特点是：湖岸平直、狭长、陡峻，深度大。例如，贝加尔湖、坦噶尼喀湖、洱海等。2）火口湖 火山喷发停止后，火山口成为积水的湖盆，其特点是外形近圆形或马蹄形，深度较大，如白头山上的天池。3）堰塞湖 有熔岩堰塞湖与山崩堰塞湖之分。前者为火山爆发熔岩流阻塞河道形成，如镜泊湖、五大连池等；后
4、者为地震、山崩引起河道阻塞所致，这种湖泊往往维持时间不长，又被冲而恢复原河道。例如，岷江上的大小海子（1932年地震山崩形成的）。4）河成湖 由于河流的改道、截弯取直、淤积等，使原河道变成了湖盆，其外形特点多是弯月形或牛轭形，故又称牛轭湖，水深一般较浅，例如，我国江汉平原上的一些湖泊。5）风成湖 由于风蚀洼地积水而成，多分布在干旱或半干旱地区，湖水较浅，面积、大小、形状不一，矿化度较高。例如，我国内蒙古的湖泊。6）冰成湖 由古代冰川或现代冰川的刨蚀或堆积作用形成的湖泊、即冰蚀湖与冰碛湖，特点是大小、形状不一，常密集成群分布，例如芬兰、瑞典、北美洲及我国西藏的湖泊。7）海成湖 在浅海、海湾、及河
5、口三角洲地区，由于沿岸流的沉积、使沙嘴、沙洲不断发展延伸，最后封闭海湾部分地区形成湖泊，这种湖泊又称碛湖，例如，杭州的西湖。8）溶蚀湖 由于地表水及地下水溶蚀了可溶性岩层所致，形状多呈圆形或椭圆形，水深较浅，例如，贵州的草海。总之，天然湖盆往往是由两种以上因素共同作用而成。2.按湖水补排情况分类 可分吞吐湖和闭口湖两类，前者既有河水注入，又能流出，例如，洞庭湖；后者只有入湖河流，没有出湖水流，例如，罗布泊。按湖水与海洋沟通情况可分外流湖与内陆湖两类。外流湖是湖水能通过出流河汇入大海者，内陆湖则与海隔绝。3.按湖水矿化度分类 按湖水含盐度的大小，可分为淡水湖、微咸水湖、咸水湖及盐水湖4类。淡水湖
6、矿化度小于1克/升；微咸水湖矿化度在124克/升之间；咸水湖矿化度在2435克/升之间；盐水湖矿化度大于35克/升。外流湖大多为淡水湖，内陆湖则多为咸水湖、盐水湖。4.按湖水营养物质分类 按湖水所含溶解性营养物质的不同，湖泊可分为贫营养湖、中营养湖、富营养湖3大基本类型。一般近大城市的湖泊，由于城市污水及工业废水的大量进入，多已成为富营养化的湖泊。（二）水库的结构、分级与类型水库是人们按照一定的目的，在河道上建坝或堤堰创造蓄水条件而形成的人工湖泊，其水体运动特性及各种过程，基本上与天然湖泊相似。据统计，全世界已建和在建水库的总库容约5万多亿立方米，水库总面积约40万平方公里。我国是世界上水库最
7、多的国家，目前已建大、中、小型水库约86800座，总库容约4169亿立方米，另外还有库容在10万立方米以下的塘坝630多万个，如此众多的水库塘坝，对我国的生态环境有着巨大的影响。1.水库的结构1）水库的组成 水库一般由拦河坝、输水建筑和溢洪道3部分组成。拦河坝也称挡水建筑物，主要起拦蓄水量（抬高水位）的作用；输水建筑物是专供取水或放水用的，即引水发电、灌溉或放空水库等，也能兼泄部分洪水；溢洪道也称泄洪建筑物，供渲泄洪水、作防洪调节与保证水库安全之用，故有水库的太平门之称。此外，有些水库为了航运、发电和排除泥沙，往往增设通航建筑物、水电站厂房及排沙底孔等。2）特征库容与特征水位 一个水库的总库容
8、通常包括防洪库容、兴利库容和死库容。相应于各种库容有各种特征水位。（1）死库容与死水位（设计最低水位）水库在调蓄过程中有一个设计最低水位，它是根据发电最小水头和灌溉最低水位而确定的，同时也考虑到泥沙的淤积情况。这个水位也称死水位，死水位以下的库容不能用以调节水量，称死库容。（2）兴利库容（有效库容）与正常高水位为了满足灌溉、发电等需要而设计的库容，称为兴利库容。兴利库容相应的水位，称正常高水位，即水库在正常运用条件下允许保持的最高水位，它也是确定水工建筑物的尺寸、投资、淹没损失、发电量等的重要指标。（3）防洪库容与设计洪水位、校核洪水位和汛前限制水位为调蓄上游入库洪水、削减洪峰、减轻下游洪水威
9、胁，以达到防洪目的的库容，称防洪库容。在水库正常运行情况下，当发生设计洪水时，水库允许达到的最高水位（与防洪库容），称为设计洪水位或最高洪水位。当发生特大洪水时，水库允许达到的最高水位，称为校核洪水位。在汛期到来之前，常预先把水库放空一部分，利用这部分放空的库容增加拦蓄洪水的能力，以削弱洪峰。相应于放空的那部分库容的水位称为汛前限制水位，即水库调洪起始水位，它是由洪水特性和防洪要求综合考虑确定的，在洪水来临前，水库不能超过此水位。2.水库的分级 水库的总库容是指与校核洪水位相应的水库容积，它包括了死库容、兴利库容、防洪库容和超高库容。我国目前大中小型水库是按总库容的大小划分等级的，见表314。
10、3.水库的类型 由于兴建水库的河段地形特征及建筑物规模的不同，水库可分湖泊型和河川型两大类。不同类型的水库，其形态特征、水流运动及泥沙淤积规律也各异。1）湖泊型水库坝身高，库容大，形状浑圆，水面比降很小，流速小，河流入库时水面突然展宽，水面比降突然变小，进水量多，出库水量少，泥沙淤积主要在河流入库口附近呈三角洲的淤积形式，并有异重流现象。2）河川型水库坝身低，库容小，库形狭长，水面展宽不大，比降大，流速较大，水库基本保持原河流形状，略加宽和抬高了水位，故泥沙入库后呈带状均匀淤积。二、湖泊、水库水的运动湖泊虽属流动缓慢的滞流水体，但是，在风力、水力坡度力和密度梯度力及气压突变等的作用下，湖泊中的
11、水总是处在不断地运动的状态中。湖水运动具有周期性升降波动和非周期性的水平流动两种形式。前者如波浪、波漾运动，后者如湖流、混合、增减水等。通常波动与流动往往是相互影响、相互结合同时发生的。湖水运动是湖泊最重要的水文现象之一，它影响着湖盆形态的演变、湖水的物理性质、化学成分和水生生物的分布与变化，因此，研究湖水的运动是有重大意义的。（一）湖水的混合湖水的混合是湖中的水团或水分子在水层之间相互交换的现象。湖水混合过程中，湖水的热量、动量、质量及溶解质等，从平均值较大的水域向较小的水域转移，使湖水表层吸收的辐射能及其它理化特性传到深处，并使湖底的营养盐类传到表层。湖水混合的结果，使湖水的理化性状在垂直
12、及水平方向上均趋于均匀，从而有利于水生生物的生长。湖水的混合方式有紊动混合和对流混合，前者也称紊动扩散，是由风力和水力坡度力作用产生的，后者也称对流扩散，主要是湖水密度差引起的。关于紊动扩散和对流扩散的机制及方程，可参见本书第二章第三节。湖水混合的速度会受到各水层阻力的影响，各水层密度差异越大，阻力就越大，这种阻力称为湖水的稳定度。当湖水密度随深度增大而增大时，就比较稳定，反之就不稳定。湖水稳定度一般可用垂直密度梯度来表示，即：式中，E为湖水垂直稳定度的密度梯度，以克/厘米2计；为湖水密度；h为水深。另一种表示湖水稳定度的方法是以要改变水团稳定度所需作的功来表示。在一个湖泊内，层间密度不同的湖
13、水处于稳定的平衡状态时，水团的重心位置必低于湖水处于均匀状态时的水团重心位置，因此，所需作的功为：Sy=M （3-58）式中，Sy为湖水稳定度； M为整个湖水的质量；为层间密度不同的湖水与均匀状态的湖水两者重心间的距离。（二）湖泊波漾湖泊整体或局部水域，由于风力、气压突变、地震等影响，发生周期性的摆动称波漾，也称驻波、定振波。波漾摆动的轴心称波节，波节处无水面升降运动，影响波漾波腹大小、周期长短的主要因素是湖盆形态、面积和湖水深度等。面积小、深度大的湖泊，通常波漾摆动快、周期短、水位变幅也大；反之则周期长、变幅小。例如，日内瓦湖湖长72公里，平均水深173米，其波漾平均周期为73分钟，最大波腹
14、可达2米；而匈牙利的巴拉顿湖长76公里，平均水深仅3米，其波漾平均周期长达1012小时。同一湖泊也可有不同变幅和不同周期的波漾，例如，洱海，长41.4公里，平均宽6.3公里，平均水深10.5米，测得波漾有两种周期，一为167.5分钟，另一为19.5分钟，而振幅相应为70毫米与16毫米。分析表明，波漾周期和振幅的突变，与气压、降水和风场分布的突变有关。波漾可视为两个方向相反，波长、周期相同的波浪叠加的结果。如果行进波遇到陡岸发生反射，在全反射的情况下，反射波与入射波的振幅、波长基本相同，两者相互叠加成波漾，叠加后其结果是波腹处的振幅为入射波的2倍，而波长不变。波漾水质点的运动是开敞的，不是沿着圆
15、周运动，而是沿着抛物线运动。单节波漾的周期按下式计算：式中，T为周期；L为水体的长度；g为重力加速度；H为水深，C为波漾的波速。单节波漾的波长按下式计算：=2L=CT （3-60）多节波漾，如n为波节数，则上两式可化为：（三）湖泊增减水由于强风或气压骤变引起的漂流，使湖泊迎风岸水量聚积，水往上涨，背风岸水往下降，前者称为增水，后者称减水。一岸增水，一岸减水，必然造成两岸水位差，湖面变成倾斜状态。倾斜的湖面反过来又阻滞着漂流作用。并在水下形成与漂流流向相反的补偿流。全湖性的垂直环流系统，在深水湖岸，补偿流的范围可超过漂流的厚度，如果湖盆平缓，水的密度差别不大，补偿流的范围可达湖底。增减水的主要特征是水位的变化，水位变化的幅度可以实测，也可通过下式近似确定式中，h为增减水位变幅；Cs为经验常数，可取115；为风应力；L为水体长度；为水的密度；g为重力加速度；H为水体平均深度；为风向与L线方向的夹角。可见水位变幅的大小决定于风力的强弱、湖盆的形态、湖水的深度（反比关系）等。通常浅水湖远大于深水湖，例如，平均水深为10.2米的洱海，一般测到的增减水水位变幅仅8090毫米，这与该湖的风速较小也有关。而平均水深仅1.9米的太湖，在强风作用下增减水位变幅一般为0.20.3米，如遇台
