水文學(xué)-第六節(jié)湖水的運(yùn)動與調(diào)蓄

第六節(jié)湖水的運(yùn)動與調(diào)蓄一、湖泊概述湖泊是陸地表面具有一定規(guī)模的天然洼地的蓄水體系，是湖盆、湖水以及水中物質(zhì)組合而成的自然綜合體。由于湖泊是地表的一種交替周期較長的、流動緩慢的滯流水體，加之它深受其四周陸地生態(tài)環(huán)境和社會經(jīng)濟(jì)條件的制約，因而，與河流和海洋相比，湖泊的動力過程、化學(xué)過程及生物過程均具有鮮明的個性和地區(qū)性的特點(diǎn)。在地表水循環(huán)過程中，有的湖泊是河流的源泉，起著水量貯存與補(bǔ)給的作用；有的湖泊（與海洋溝通的外流湖）是河流的中繼站，起著調(diào)蓄河川徑流的作用；還有的湖泊（與海洋隔絕的內(nèi)陸湖）是河流終點(diǎn)的匯集地，構(gòu)成了局部的水循環(huán)。陸地表面湖泊總面積約270萬平方公里，占全球大陸面積的1.8％左右，其水量約為地表河流溪溝所蓄水量的180倍，是陸地表面僅次于冰川的第二大水體。世界上湖泊最集中的地區(qū)為古冰川覆蓋過的地區(qū)，如芬蘭、瑞典、加拿大和美國北部。我國也是一個多湖泊的國家，湖泊面積在1平方公里以上的有2300余個，總面積為71787平方公里，占全國總面積的8％左右。我國湖泊的分布以青藏高原和東部平原最為密集。（一）湖泊的類型研究目的不同，劃分湖泊類型的方法和依據(jù)也不同，主要分類方法有按湖盆成因、按湖水補(bǔ)給與徑流的關(guān)系；按湖水鹽度分類等等。1.按湖盆的成因分類湖盆是湖泊形成的基礎(chǔ)，湖盆的成因不同、湖泊的形態(tài)、湖底的原始地形也各異，而湖泊的形態(tài)特征往往對湖水的運(yùn)動、理化性質(zhì)、水生生物生長以及湖泊的演化，都有不同程度的影響，因而按湖鹽成因分類，得到廣泛的應(yīng)用。天然湖盆是在內(nèi)、外力相互作用下形成的，以內(nèi)力作用為主形成的湖盆主要有構(gòu)造湖盆、火口湖盆和阻塞湖盆等；以外力作用為主形成的湖盆主要有河成、風(fēng)成、冰成、海成以及溶蝕等不同類型的湖盆。1）構(gòu)造湖由于地殼的構(gòu)造運(yùn)動（斷裂、斷層、地塹等）所產(chǎn)生的凹陷形成。其特點(diǎn)是：湖岸平直、狹長、陡峻，深度大。例如，貝加爾湖、坦噶尼喀湖、洱海等。2）火口湖火山噴發(fā)停止后，火山口成為積水的湖盆，其特點(diǎn)是外形近圓形或馬蹄形，深度較大，如白頭山上的天池。3）堰塞湖有熔巖堰塞湖與山崩堰塞湖之分。前者為火山爆發(fā)熔巖流阻塞河道形成，如鏡泊湖、五大連池等；后者為地震、山崩引起河道阻塞所致，這種湖泊往往維持時間不長，又被沖而恢復(fù)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、截彎取直、淤積等，使原河道變成了湖盆，其外形特點(diǎn)多是彎月形或牛軛形，故又稱牛軛湖，水深一般較淺，例如，我國江漢平原上的一些湖泊。5）風(fēng)成湖由于風(fēng)蝕洼地積水而成，多分布在干旱或半干旱地區(qū)，湖水較淺，面積、大小、形狀不一，礦化度較高。例如，我國內(nèi)蒙古的湖泊。6）冰成湖由古代冰川或現(xiàn)代冰川的刨蝕或堆積作用形成的湖泊、即冰蝕湖與冰磧湖，特點(diǎn)是大小、形狀不一，常密集成群分布，例如芬蘭、瑞典、北美洲及我國西藏的湖泊。7）海成湖在淺海、海灣、及河口三角洲地區(qū)，由于沿岸流的沉積、使沙嘴、沙洲不斷發(fā)展延伸，最后封閉海灣部分地區(qū)形成湖泊，這種湖泊又稱磧湖，例如，杭州的西湖。8）溶蝕湖由于地表水及地下水溶蝕了可溶性巖層所致，形狀多呈圓形或橢圓形，水深較淺，例如，貴州的草海。總之，天然湖盆往往是由兩種以上因素共同作用而成。2.按湖水補(bǔ)排情況分類可分吞吐湖和閉口湖兩類，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，沒有出湖水流，例如，羅布泊。按湖水與海洋溝通情況可分外流湖與內(nèi)陸湖兩類。外流湖是湖水能通過出流河匯入大海者，內(nèi)陸湖則與海隔絕。3.按湖水礦化度分類按湖水含鹽度的大小，可分為淡水湖、微咸水湖、咸水湖及鹽水湖4類。淡水湖礦化度小于1克/升；微咸水湖礦化度在1—24克/升之間；咸水湖礦化度在24—35克/升之間；鹽水湖礦化度大于35克/升。外流湖大多為淡水湖，內(nèi)陸湖則多為咸水湖、鹽水湖。4.按湖水營養(yǎng)物質(zhì)分類按湖水所含溶解性營養(yǎng)物質(zhì)的不同，湖泊可分為貧營養(yǎng)湖、中營養(yǎng)湖、富營養(yǎng)湖3大基本類型。一般近大城市的湖泊，由于城市污水及工業(yè)廢水的大量進(jìn)入，多已成為富營養(yǎng)化的湖泊。（二）水庫的結(jié)構(gòu)、分級與類型水庫是人們按照一定的目的，在河道上建壩或堤堰創(chuàng)造蓄水條件而形成的人工湖泊，其水體運(yùn)動特性及各種過程，基本上與天然湖泊相似。據(jù)統(tǒng)計(jì)，全世界已建和在建水庫的總庫容約5萬多億立方米，水庫總面積約40萬平方公里。我國是世界上水庫最多的國家，目前已建大、中、小型水庫約86800座，總庫容約4169億立方米，另外還有庫容在10萬立方米以下的塘壩630多萬個，如此眾多的水庫塘壩，對我國的生態(tài)環(huán)境有著巨大的影響。1.水庫的結(jié)構(gòu)1）水庫的組成水庫一般由攔河壩、輸水建筑和溢洪道3部分組成。攔河壩也稱擋水建筑物，主要起攔蓄水量（抬高水位）的作用；輸水建筑物是專供取水或放水用的，即引水發(fā)電、灌溉或放空水庫等，也能兼泄部分洪水；溢洪道也稱泄洪建筑物，供渲泄洪水、作防洪調(diào)節(jié)與保證水庫安全之用，故有水庫的太平門之稱。此外，有些水庫為了航運(yùn)、發(fā)電和排除泥沙，往往增設(shè)通航建筑物、水電站廠房及排沙底孔等。2）特征庫容與特征水位一個水庫的總庫容通常包括防洪庫容、興利庫容和死庫容。相應(yīng)于各種庫容有各種特征水位。（1）死庫容與死水位（設(shè)計(jì)最低水位）水庫在調(diào)蓄過程中有一個設(shè)計(jì)最低水位，它是根據(jù)發(fā)電最小水頭和灌溉最低水位而確定的，同時也考慮到泥沙的淤積情況。這個水位也稱死水位，死水位以下的庫容不能用以調(diào)節(jié)水量，稱死庫容。（2）興利庫容（有效庫容）與正常高水位為了滿足灌溉、發(fā)電等需要而設(shè)計(jì)的庫容，稱為興利庫容。興利庫容相應(yīng)的水位，稱正常高水位，即水庫在正常運(yùn)用條件下允許保持的最高水位，它也是確定水工建筑物的尺寸、投資、淹沒損失、發(fā)電量等的重要指標(biāo)。（3）防洪庫容與設(shè)計(jì)洪水位、校核洪水位和汛前限制水位為調(diào)蓄上游入庫洪水、削減洪峰、減輕下游洪水威脅，以達(dá)到防洪目的的庫容，稱防洪庫容。在水庫正常運(yùn)行情況下，當(dāng)發(fā)生設(shè)計(jì)洪水時，水庫允許達(dá)到的最高水位（與防洪庫容），稱為設(shè)計(jì)洪水位或最高洪水位。當(dāng)發(fā)生特大洪水時，水庫允許達(dá)到的最高水位，稱為校核洪水位。在汛期到來之前，常預(yù)先把水庫放空一部分，利用這部分放空的庫容增加攔蓄洪水的能力，以削弱洪峰。相應(yīng)于放空的那部分庫容的水位稱為汛前限制水位，即水庫調(diào)洪起始水位，它是由洪水特性和防洪要求綜合考慮確定的，在洪水來臨前，水庫不能超過此水位。2.水庫的分級水庫的總庫容是指與校核洪水位相應(yīng)的水庫容積，它包括了死庫容、興利庫容、防洪庫容和超高庫容。我國目前大中小型水庫是按總庫容的大小劃分等級的，見表3—14。3.水庫的類型由于興建水庫的河段地形特征及建筑物規(guī)模的不同，水庫可分湖泊型和河川型兩大類。不同類型的水庫，其形態(tài)特征、水流運(yùn)動及泥沙淤積規(guī)律也各異。1）湖泊型水庫壩身高，庫容大，形狀渾圓，水面比降很小，流速小，河流入庫時水面突然展寬，水面比降突然變小，進(jìn)水量多，出庫水量少，泥沙淤積主要在河流入庫口附近呈三角洲的淤積形式，并有異重流現(xiàn)象。2）河川型水庫壩身低，庫容小，庫形狹長，水面展寬不大，比降大，流速較大，水庫基本保持原河流形狀，略加寬和抬高了水位，故泥沙入庫后呈帶狀均勻淤積。二、湖泊、水庫水的運(yùn)動湖泊雖屬流動緩慢的滯流水體，但是，在風(fēng)力、水力坡度力和密度梯度力及氣壓突變等的作用下，湖泊中的水總是處在不斷地運(yùn)動的狀態(tài)中。湖水運(yùn)動具有周期性升降波動和非周期性的水平流動兩種形式。前者如波浪、波漾運(yùn)動，后者如湖流、混合、增減水等。通常波動與流動往往是相互影響、相互結(jié)合同時發(fā)生的。湖水運(yùn)動是湖泊最重要的水文現(xiàn)象之一，它影響著湖盆形態(tài)的演變、湖水的物理性質(zhì)、化學(xué)成分和水生生物的分布與變化，因此，研究湖水的運(yùn)動是有重大意義的。（一）湖水的混合湖水的混合是湖中的水團(tuán)或水分子在水層之間相互交換的現(xiàn)象。湖水混合過程中，湖水的熱量、動量、質(zhì)量及溶解質(zhì)等，從平均值較大的水域向較小的水域轉(zhuǎn)移，使湖水表層吸收的輻射能及其它理化特性傳到深處，并使湖底的營養(yǎng)鹽類傳到表層。湖水混合的結(jié)果，使湖水的理化性狀在垂直及水平方向上均趨于均勻，從而有利于水生生物的生長。湖水的混合方式有紊動混合和對流混合，前者也稱紊動擴(kuò)散，是由風(fēng)力和水力坡度力作用產(chǎn)生的，后者也稱對流擴(kuò)散，主要是湖水密度差引起的。關(guān)于紊動擴(kuò)散和對流擴(kuò)散的機(jī)制及方程，可參見本書第二章第三節(jié)。湖水混合的速度會受到各水層阻力的影響，各水層密度差異越大，阻力就越大，這種阻力稱為湖水的穩(wěn)定度。當(dāng)湖水密度隨深度增大而增大時，就比較穩(wěn)定，反之就不穩(wěn)定。湖水穩(wěn)定度一般可用垂直密度梯度來表示，即：式中，E為湖水垂直穩(wěn)定度的密度梯度，以克/厘米2計(jì)；ρ為湖水密度；h為水深。另一種表示湖水穩(wěn)定度的方法是以要改變水團(tuán)穩(wěn)定度所需作的功來表示。在一個湖泊內(nèi)，層間密度不同的湖水處于穩(wěn)定的平衡狀態(tài)時，水團(tuán)的重心位置必低于湖水處于均勻狀態(tài)時的水團(tuán)重心位置，因此，所需作的功為：Sy=Mσ（3-58）式中，Sy為湖水穩(wěn)定度；M為整個湖水的質(zhì)量；σ為層間密度不同的湖水與均勻狀態(tài)的湖水兩者重心間的距離。（二）湖泊波漾湖泊整體或局部水域，由于風(fēng)力、氣壓突變、地震等影響，發(fā)生周期性的擺動稱波漾，也稱駐波、定振波。波漾擺動的軸心稱波節(jié)，波節(jié)處無水面升降運(yùn)動，影響波漾波腹大小、周期長短的主要因素是湖盆形態(tài)、面積和湖水深度等。面積小、深度大的湖泊，通常波漾擺動快、周期短、水位變幅也大；反之則周期長、變幅小。例如，日內(nèi)瓦湖湖長72公里，平均水深173米，其波漾平均周期為73分鐘，最大波腹可達(dá)2米；而匈牙利的巴拉頓湖長76公里，平均水深僅3米，其波漾平均周期長達(dá)10—12小時。同一湖泊也可有不同變幅和不同周期的波漾，例如，洱海，長41.4公里，平均寬6.3公里，平均水深10.5米，測得波漾有兩種周期，一為167.5分鐘，另一為19.5分鐘，而振幅相應(yīng)為70毫米與16毫米。分析表明，波漾周期和振幅的突變，與氣壓、降水和風(fēng)場分布的突變有關(guān)。波漾可視為兩個方向相反，波長、周期相同的波浪疊加的結(jié)果。如果行進(jìn)波遇到陡岸發(fā)生反射，在全反射的情況下，反射波與入射波的振幅、波長基本相同，兩者相互疊加成波漾，疊加后其結(jié)果是波腹處的振幅為入射波的2倍，而波長不變。波漾水質(zhì)點(diǎn)的運(yùn)動是開敞的，不是沿著圓周運(yùn)動，而是沿著拋物線運(yùn)動。單節(jié)波漾的周期按下式計(jì)算：式中，T為周期；L為水體的長度；g為重力加速度；H為水深，C為波漾的波速。單節(jié)波漾的波長λ按下式計(jì)算：λ=2L=CT（3-60）多節(jié)波漾，如n為波節(jié)數(shù)，則上兩式可化為：（三）湖泊增減水由于強(qiáng)風(fēng)或氣壓驟變引起的漂流，使湖泊迎風(fēng)岸水量聚積，水往上漲，背風(fēng)岸水往下降，前者稱為增水，后者稱減水。一岸增水，一岸減水，必然造成兩岸水位差，湖面變成傾斜狀態(tài)。傾斜的湖面反過來又阻滯著漂流作用。并在水下形成與漂流流向相反的補(bǔ)償流。全湖性的垂直環(huán)流系統(tǒng)，在深水湖岸，補(bǔ)償流的范圍可超過漂流的厚度，如果湖盆平緩，水的密度差別不大，補(bǔ)償流的范圍可達(dá)湖底。增減水的主要特征是水位的變化，水位變化的幅度可以實(shí)測，也可通過下式近似確定式中，△h為增減水位變幅；Cs為經(jīng)驗(yàn)常數(shù)，可取1—15；τα為風(fēng)應(yīng)力；L為水體長度；ρ為水的密度；g為重力加速度；H為水體平均深度；α為風(fēng)向與L線方向的夾角?？梢娝蛔兎拇笮Q定于風(fēng)力的強(qiáng)弱、湖盆的形態(tài)、湖水的深度（反比關(guān)系）等。通常淺水湖遠(yuǎn)大于深水湖，例如，平均水深為10.2米的洱海，一般測到的增減水水位變幅僅80—90毫米，這與該湖的風(fēng)速較小也有關(guān)。而平均水深僅1.9米的太湖，在強(qiáng)風(fēng)作用下增減水位變幅一般為0.2—0.3米，如遇臺風(fēng)，變幅增大，例如，1956年8月1日全湖水位不變情況下，迎風(fēng)岸新塘和背風(fēng)岸胥口水面一升一降，相差可達(dá)2.45米。（四）水庫異重流異重流是兩種重率不同的流體相匯合，由于重率的差異而發(fā)生的相對運(yùn)動。在運(yùn)動過程中，各層流體能保持其原來的特性，不因交界面上的紊動作用而發(fā)生全局性的摻混現(xiàn)象。水流比重差異多數(shù)是由于水溫、含沙量、溶解質(zhì)的含量不同所致。溫差異重流常見于熱電站冷卻水的引水口，鹽水異重流常見于入海河口，而渾水異重流則主要發(fā)生在河流入庫處。1.水庫異重流的形成挾沙水流進(jìn)入水庫壅水段后，由于水深增加，流速減低，水流中所挾帶的泥沙不斷向底部沉降，水面的流速與含沙量逐漸趨向于零。向底部沉降的泥沙，較粗的部分將就地落淤，形成三角洲淤積，較細(xì)的則由于沉降速度小，還能繼續(xù)保持懸浮狀態(tài)。進(jìn)到B點(diǎn)以后，表層水開始變清，形成一個明顯的清渾水交界面，這時該區(qū)段內(nèi)出現(xiàn)兩種比重不同的流體，在重力作用下，潛入底部的水流就有可能攜帶著所剩下來的懸浮物質(zhì)，以一定的速度向前運(yùn)動，形成異重流。由于異重流在向水庫區(qū)運(yùn)動的過程中，將帶動一部分交界面上的清水相隨同行，因而其表層就會出現(xiàn)相反方向的補(bǔ)償流。這種補(bǔ)償流的回流將推動水面的漂浮物質(zhì)向B點(diǎn)附近聚集，這就是水庫異重流產(chǎn)生的一個標(biāo)志，B點(diǎn)通常稱為異重流的潛入點(diǎn)，即水庫異重流形成和插入庫底的潛入點(diǎn)。清渾水的重量差是形成水庫異重流的根本原因。據(jù)研究，入庫渾水的含沙量大于庫水含沙量千分之一即可產(chǎn)生異重流，而渾水含沙量大于10—15公斤/米3時，異重流才比較穩(wěn)定；其次是組成異重流泥沙的顆粒一般要細(xì)小，通常以d=0.01毫米的粒徑為界限粒徑。此外，如果入庫的渾水能持續(xù)不斷，庫底又有足夠的坡降，則異重流能在水庫中長距離運(yùn)行，以至到達(dá)壩前。此外，如果壩體底孔開啟異重流就可以排出水庫。因此，弄清異重流運(yùn)動規(guī)律，對采取異重流排沙，減緩水庫淤積速率將有重要的意義。2.水庫異重流的特性異重流的運(yùn)動規(guī)律與一般明渠水流有類似的地方。異重流發(fā)生后，維持異重流前進(jìn)的動力與明渠一樣，也是重力。但由于異重流體受到上層清水的包圍，并受上層流體的浮力作用，故異重流體的有效重作用大大削弱，使慣性力的作用相對顯得十分突出。相對突出的慣性力作用，使異重流能夠輕易超越障礙及爬高，這是一般水流運(yùn)動做不到的。此外，由于重力作用減弱，阻力作用也顯得十分突出，由于阻力作用因此，異重流要維持長距離運(yùn)動，清渾水交界面在水流方向上必須有足夠的坡度。三、湖泊、水庫水量平衡與調(diào)節(jié)作用（一）湖泊水庫的水量平衡1.湖泊的水量平衡湖泊水量，由于入流和出流在數(shù)量上不盡相等而發(fā)生變化，湖泊水量的這一變化過程，可用水量平衡方程式來表示：Vp+VRd1+VRg1=VE+VRd2+VRg2+Vq±V△V式中，Vd為湖面降水量；VRd1，VRd2分別為入、出湖地表徑流量；VRg1，VRg2分別為入、出湖地下徑流量；VE為湖面蒸發(fā)量；Vq為工農(nóng)業(yè)用水量；△V為計(jì)算時段始末湖水貯量的變量。以上各項(xiàng)均為按計(jì)算時段計(jì)算，單位為億立方米。對于閉合流域，因無地下徑流的流入與流出，則上式簡化為：Vp+VRd=VE+VRd1+Vq±△V(3-64)對于內(nèi)流湖泊，因無地表徑流自湖內(nèi)流出，則上式又可簡化為：Vp+VRd1=VE+Vq±△V(3-65)2.我國主要湖泊的水量平衡我國主要大湖水量平衡如表3—15。1）從湖水補(bǔ)給看濕潤的東部平原區(qū)，入湖地表徑流量占湖泊總補(bǔ)給水量比重很大，其中又以湖泊補(bǔ)給系數(shù)（指流域面積與湖水面積的比值）大的洞庭湖（56.2）、鄱陽湖（47.7）更為突出；干旱半干旱的西北內(nèi)陸地區(qū)，湖面降水及入湖地下徑流占據(jù)了一定比重，入湖地表徑流所占比重相對較小，其中青海湖入湖地表徑流所占比重甚至還不及湖面降水的比重。2）從湖水的消耗看外流湖泊以出湖地表徑流量為主；內(nèi)陸湖的入湖水量幾乎全為湖泊蒸發(fā)所消耗。3）從湖水補(bǔ)給量地區(qū)分布看極不平衡，江淮流域的湖泊年補(bǔ)給量為5000—6000億立方米，東北、內(nèi)蒙古的湖泊為100億立方米，新疆博斯騰湖為30億立方米，青藏高原的湖泊則更小了。此外，據(jù)研究，我國湖泊補(bǔ)給水量年際變化較大，豐枯水年的水量差一般多為2—5倍，洪澤湖可達(dá)23倍。豐水年湖泊貯水量一般有所增加，而枯水年則減少，湖泊水量年內(nèi)變化則更為顯著，最大入湖月徑流量與最小入湖月徑流量的比值，鄱陽湖、洞庭湖為6—15，而鏡泊湖和烏倫古湖則可達(dá)100以上。年內(nèi)分配隨流域降雨的年內(nèi)變化和湖泊貯水能力大小而變。3.湖泊的換水周期及其意義湖泊是換水緩慢的滯流水體，從湖內(nèi)大量引水，導(dǎo)致湖泊水位的下降，湖水面積的縮小，使湖區(qū)生態(tài)環(huán)境發(fā)生一系列的變化，造成許多不利的影響。湖泊換水周期的長短，可以作為判斷能否引用湖水資源的一個參考指標(biāo)。式中，T為換水周期，以天計(jì)；W為湖泊貯水量，以立方米計(jì)；Q為年平均入湖流量，以立方米/秒計(jì)。上式表示湖泊貯水量被年平均入湖水量完全替換所需的時間，根據(jù)此式，可以計(jì)算湖泊的換水周期。表3－16為我國湖泊換水周期表，由表可見：東部平原5大淡水湖換水周期均小于1年，說明入湖徑流量大，湖水利用后，能很快得到恢復(fù)，不會引起生態(tài)環(huán)境的惡性循環(huán)。布倫托海、羊卓雍湖、青海湖的換水周期分別大于8.5年、25.2年和60.4年，則不宜引用。因?yàn)閬硭刻?，一?jīng)引用難以得到恢復(fù)，這些湖又處于干旱半干旱地區(qū)，水量得不到補(bǔ)充，湖泊生態(tài)環(huán)境會發(fā)生嚴(yán)重變化。4.水庫的水量平衡水庫水量平衡方程基本上與湖泊類似，只是庫岸調(diào)節(jié)及庫區(qū)、壩下滲漏損失比湖泊大。此外，在支出方面，還需考慮棄水水量問題。如果庫區(qū)有一定的水文地質(zhì)資料，庫岸調(diào)節(jié)量Vw計(jì)算式為：Vw=△ABC×L×μ(3-67)式中，L為計(jì)算地段庫岸長；μ為庫巖的巖石土壤平均給水度，△ABC為時段始末壅水曲線包圍的面積。據(jù)官廳水庫的實(shí)測資料，Vw平均約為水庫蓄水量的10％。（二）湖泊水庫的調(diào)蓄作用1.水庫的調(diào)節(jié)運(yùn)用水庫蓄容徑流的能力來抬高水位，集中落差，并對入庫徑流在時程上、地區(qū)上，按各用水部門的需要，重新分配過程，稱水庫調(diào)節(jié)。水庫的防洪、灌溉、發(fā)電及航運(yùn)等效益；均建筑在水庫調(diào)節(jié)能力的基礎(chǔ)上。水庫建成之后的調(diào)度運(yùn)行，其主要工作就在于如何合理調(diào)配水量。按調(diào)節(jié)周期的長短，水庫調(diào)節(jié)可分日調(diào)節(jié)、年調(diào)節(jié)及多年調(diào)節(jié)。其中日調(diào)節(jié)是指通過調(diào)節(jié)使水庫在一晝夜之內(nèi)，完成一個循環(huán)，日調(diào)節(jié)時間不長，要求的調(diào)節(jié)庫容較小。年調(diào)節(jié)是指利用水庫攔蓄能力，將豐水期多余水量蓄存起來，以備枯水期使用，其調(diào)節(jié)周期為一年，故稱年調(diào)節(jié)。當(dāng)水庫已蓄滿，來水量仍大于用水量，將發(fā)生棄水。此種僅能調(diào)節(jié)部分多余水量的徑流調(diào)節(jié)，稱不完全年調(diào)節(jié)，水庫如能攔蓄年度內(nèi)全部來水量，稱完全年調(diào)節(jié)。多年調(diào)節(jié)是指水庫將豐水年多余的水量蓄存起來，以補(bǔ)枯水年水量的不足，其調(diào)節(jié)周期可連續(xù)好幾年。在進(jìn)行水庫調(diào)節(jié)計(jì)算時，常利用如下相對指數(shù)來表示水庫的工作特性。一般當(dāng)β=8-30％時，可進(jìn)行年調(diào)節(jié)；如果徑流年內(nèi)分配比較均勻，則β=2-8％時，亦可進(jìn)行年調(diào)節(jié)。利用系數(shù)η，即水庫多年平均利用水量Wv與多年平均徑流總量W0之比值，即式中Wc為多年平均棄水量。2.湖泊的調(diào)蓄作用湖泊作為天然水庫，除了能攔蓄本流域上游來水，減輕下游洪水的壓力外，還可分蓄江河洪水，降低于流河段的洪峰流量，滯緩洪峰發(fā)生的時間，發(fā)揮調(diào)蓄作用。以洞庭湖為例，洞庭湖是我國第二大淡水湖。它的水源：北有松滋、太平、藕池、調(diào)弦（已封堵）4口分泄長江水入湖（占入湖總水量37.7％），南、西有湘、資、沅、澧4大水系入?yún)R（占53.9％），湖區(qū)四周中小河注入（占8.4％），各方水流入湖停蓄后，在湖區(qū)東北角經(jīng)城陵磯出湖入長江。現(xiàn)有水域2691平方公里，最大水深10.5米，最大容積200余億立方米。故接納4水、吞吐長江的洞庭湖，是調(diào)蓄長江中游干、支流洪水的重要的天然水庫。洞庭湖的削峰作用從表3－17可見，4水、4口的入湖洪水，經(jīng)過洞庭湖調(diào)蓄，多年（1951—1983）平均削減了洪峰流量的28.4％。1954年最大削峰量可達(dá)20653立方米/秒，削減了－19。據(jù)統(tǒng)計(jì)4口1951—1983年多年平均分流量為1180億立方米，占入湖總量37.7％，而多年平均汛期（5—10月）分流量為1094億立方米，故長江分流入湖水量中92.7％是在汛期入湖的。顯然洞庭湖已成為長江汛期的天然分洪、滯洪區(qū)了。1954年特大洪水時，洞庭湖甚至削減了長江干流約發(fā)揮了巨大的作用。然而從此3表中也可以看出，近30多年來，洞庭湖的調(diào)蓄能力在不斷地減弱，這是由于湖區(qū)泥沙淤積，湖泊容積不斷減少所致。多年平均入湖泥沙達(dá)1.335億立方米，其中又以長江4口挾帶的泥沙為主，約占其中82％，而多年平均出湖泥沙僅0.351億立方米，平均每年沉積在湖區(qū)的泥沙為0.984億立方米，洞庭湖通過蓄渾吐清，固然對減輕長江干流河床泥沙的沉積、穩(wěn)定干流河床起著有利的作用，但是，泥沙沉積湖底，日積月累就使洞庭湖的面積、容積逐年減小，從而削弱了其調(diào)蓄能力。據(jù)1954年及1983年湖區(qū)實(shí)測地形圖對比，城陵磯水位23米時，容積減少59％，33米時，容積減少40％。一般與河流相通的外流湖均有調(diào)蓄作用。鄱陽湖在一般年份可調(diào)節(jié)來水量的15—30％，而特大洪水年，如1954年，它削減了入湖峰量的50％以上，其削峰量為23400立方米/秒。湖泊調(diào)蓄能力的大小，首先決定于湖泊容積，其次決定于內(nèi)湖水位與外江水位之間的漲落關(guān)系及差值。以江漢湖群為例，在沿江口門未設(shè)控制閘前，江湖相通，內(nèi)湖與外江水位漲落同步變化，故調(diào)節(jié)能力有限。江湖分家后，一般根據(jù)預(yù)報、汛前泄空湖容，洪水期再開閘蓄洪，因而提高了湖泊的蓄洪能力。湖區(qū)泥沙沉積影響湖泊的調(diào)蓄是自然因素，而盲目圍湖造田、人為因素削弱湖泊的調(diào)蓄能力和破壞湖泊資源的現(xiàn)象，更應(yīng)該引起重視，已出現(xiàn)的問題也要采取還田為湖等措施妥善解決。據(jù)統(tǒng)計(jì)，僅洞庭湖、鄱陽湖、江漢湖群因圍墾而失去湖泊容積達(dá)350億立方米，導(dǎo)致可調(diào)蓄的淡水資源損失相當(dāng)于淮河正常徑流量的1.3倍，比東線南水北調(diào)計(jì)劃引水1000立方米/秒的流量還多35億立方米的水量。四、湖泊的演化湖泊有其發(fā)生、發(fā)展與消亡的過程（水庫是人工湖泊，其自然演化規(guī)律與天然湖泊雷同，故不贅述）。湖泊一旦形成，由于自然環(huán)境的變遷，人類活動的影響，湖盆形態(tài)、湖水性質(zhì)、湖中生物等均在不斷地發(fā)生變化。其中湖泊形態(tài)的改變，往往會導(dǎo)致其它方面的變化。湖泊由深變淺、由大變小，湖岸由彎曲變?yōu)槠街?，湖底由凹凸變?yōu)槠教?，這就會使深水植物逐漸演化為淺水植物，沿岸的植物逐漸向湖心發(fā)展。由于泥沙不斷充填、水中生物的死亡和堆積，最后湖泊會轉(zhuǎn)變?yōu)檎訚?。干燥區(qū)湖泊由于鹽分不斷累積、淡水湖轉(zhuǎn)化為咸水湖。鹽度較小的湖泊其生物大致與淡水湖相同，鹽度較大的湖泊，淡水生物很難生存。當(dāng)水量繼續(xù)蒸發(fā)減少，咸水湖可以變干，轉(zhuǎn)化為鹽沼，至此湖泊全部消亡。（一）湖盆的演化1.湖岸的變形湖盆未充水前，在一定的外力作用下具有相對穩(wěn)定的坡度。當(dāng)作用的外營力不發(fā)生改變時，岸坡基本上是穩(wěn)定的。湖盆蓄水后，岸邊土壤浸水，土壤中含水量增加，破壞了原先相對穩(wěn)定的平衡條件，必然引起湖岸變形。受湖水浸泡，結(jié)構(gòu)受到破壞的湖岸土層，在波浪、湖流的沖擊作用下發(fā)生崩塌、滑塌的變形。岸壁滑塌物質(zhì)往往一部分停積在岸邊，另一部分隨湖流挾走，在波浪長期的作用下，原岸線逐漸后退，該處形成侵蝕淺灘，波浪搬運(yùn)的物質(zhì)在岸腳堆積，繼續(xù)向湖心方向發(fā)展形成淤積淺灘。當(dāng)淺灘發(fā)展到足以消耗傳至岸邊波浪的全部能量時，湖岸便演化成相對穩(wěn)定的形態(tài)。一般說，穩(wěn)定的湖岸可由岸崖或岸壁、湖濱、岸邊淺灘（包括侵蝕淺灘和淤積淺灘）及淺灘外緣斜坡等組成。2.湖底的沉積湖底的演化主要是由湖底的沉積作用引起的。湖底的沉積物主要有外界輸入和內(nèi)部形成兩個來源。外界輸入的沉積物質(zhì)主要是流域上的泥沙、塵土、鹽類及其它元素，經(jīng)徑流或風(fēng)力挾攜入湖；內(nèi)部形成的沉積物中，有湖岸崩塌的產(chǎn)物、因化學(xué)作用從湖水分解出來的鹽類，以及湖中水生生物死亡后的殘體等。所有這些入湖或湖內(nèi)的物質(zhì)、生物，均會由于力學(xué)作用、化學(xué)作用和生物作用而引起沉積，故湖底的沉積物又可分為機(jī)械沉積、化學(xué)沉積和生物沉積3種。泥沙淤積即屬于機(jī)械沉積，流域上水土流失嚴(yán)重往往加劇了湖泊的泥沙沉積。例如，長江上游近些年來水土流失加劇，其中下游洞庭、鄱陽、洪澤、巢湖及太湖5大淡水湖泊的泥沙沉積也日趨嚴(yán)重。據(jù)統(tǒng)計(jì)，每年泥沙淤積量達(dá)1.7×108噸。如前所述，泥沙沉積湖底，使湖泊面積、容積日益縮小，從而調(diào)蓄功能也逐漸下降。由于湖區(qū)不同部位動力特性的差異，泥沙在湖區(qū)的沉積有明顯的分選性。粗粒沉積分布在河流入湖河口附近，較細(xì)的沉積在口前湖濱，更細(xì)的隨湖流至湖中部沉積。泥沙在湖底沉積過程中，也會發(fā)生交合作用，即發(fā)生理化與生化兩種復(fù)雜的過程。在交合過程中，水底生物及河底上層土壤中的細(xì)菌起著重要的過濾、攪拌、分解作用，隨著湖底沉積過程的發(fā)展，湖底起伏逐漸變平，當(dāng)湖泊變淺時，深水部分產(chǎn)生的淤泥往往被淺水沉積物重新覆蓋。湖泊沉積物經(jīng)過交合作用形成的淤泥，包括有機(jī)和無機(jī)的微粒。深水湖沉積無機(jī)質(zhì)組成比重較大，淺水湖沉積則有機(jī)質(zhì)比重較大，尤其是在湖水很淺、水色混濁、流動性小，水生生物多的富營養(yǎng)型湖泊中，最適于有機(jī)淤泥的沉積。有機(jī)淤泥又分腐泥與泥炭泥兩類，前者也稱骸泥，因其中含有不少植物遺體組成的有機(jī)殘骸；后者含有豐富的、由極穩(wěn)定的腐殖質(zhì)組成的有機(jī)化合物。（二）湖水的演化湖水的演化是指湖水化學(xué)性質(zhì)的改變。引起化學(xué)性質(zhì)改變的因素有自然因素和人為因素兩種。在自然情況下，湖水性質(zhì)的改變往往是由于氣候的變化或鹽分平衡發(fā)生變化而引起的。例如，氣候不斷變干，蒸發(fā)加強(qiáng)，鹽分不斷濃縮，碳酸鹽型水可轉(zhuǎn)化為硫酸鹽型水，硫酸鹽型水可轉(zhuǎn)化為氯化物型水。當(dāng)水的礦化度不斷增加，水量不斷減少，各種鹽類均可析出而沉積于湖底。相反如果氣候變濕，氯化物型水也可轉(zhuǎn)化為硫酸鹽型水，硫酸鹽型水又可轉(zhuǎn)化為碳酸鹽型水。當(dāng)然，湖水的這種轉(zhuǎn)化過程是長期的，非常緩慢的。人類活動因素主要是指工業(yè)廢水、農(nóng)田灌溉用水的排入，也會引起湖水性質(zhì)的改變、演化。（三）湖中生物的演化湖泊水生物可分浮游生物、漂浮生物、自游生物和底棲生物等。不同的水生生物要求著不同的湖泊環(huán)境。湖盆的演化、湖水水質(zhì)的變化，必然使湖泊生物群落的組成結(jié)構(gòu)、生物的種類、個數(shù)也相應(yīng)發(fā)生變化。隨著湖盆為沉積物所充填的程度，環(huán)生的草叢從四周向湖心擴(kuò)展，而使湖心開闊的水面逐漸縮小，當(dāng)湖泊水深減到一定程度，植物就沿著全湖面從湖底露出水面。生物殘骸與泥沙的沉積日積月累，最終湖泊消亡成為沼澤。五、沼澤沼澤是地表土壤層水過飽和的地段。它是一種特殊的自然綜合體，具有三個基本特征：①地表經(jīng)常過濕或有薄層積水：②其上生長濕生植物或沼生植物：③有泥炭積累或無泥炭積累，但有潛育層存在。全球沼澤面積約占陸地面積的0.8％。我國的沼澤主要分布在四川的若爾蓋高原、三江平原等地，總面積約11萬平方公里，占全國陸地面積1.15％。（一）沼澤的形成沼澤地段的自然條件一般是地勢低平、排水不暢、蒸發(fā)量小于降水量，地表組成物質(zhì)粘重不易滲透。故主要分布在冷溫或溫濕地帶。其形成大致可分兩種情況：1.水體沼澤化水體沼澤化主要是指海濱沼澤化、湖泊沼澤化和河流沼澤化。最常見的是湖泊沼澤化，它又可分淺湖沼澤化和深湖沼澤化兩類。淺湖沼澤化過程是由水生植物或濕生植物不斷生長與死亡，沉入湖底的植物殘體在缺氧的條件下，未經(jīng)充分分解便堆積于湖底，變成了泥炭，再加上泥沙的淤積，使湖面逐漸縮小，水深變淺，水生植物和濕生植物不斷地從湖岸向湖心發(fā)展，最后整個湖泊就變成了沼澤。深湖沼澤化過程是由于水中生長長根莖的漂浮植物，其根莖交織在一起形成“浮毯”，浮毯可與湖岸相連。由風(fēng)或水流帶入湖中的植物種子便在浮毯上生長起來。以后由于植物的不斷生長與死亡，其殘體