水文学第六节湖水的运动与调蓄文档格式.docx
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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
3—14。
表水库分级表
大型
E±
jrr7ni||八工imi
小型
水輙别巨型中型
出
（一）型
小
（二）型
总库容（米）＞10^1-10E0.1-1亿
100—1000万
10—100万
V10万
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，
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；
p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=Mc（3-58）
式中，Sy为湖水稳定度；
M为整个湖水的质量；
b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10—12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。
单节波漾的波长入按下式计算:
入=2L=CT（3-60）
多节波漾，如n为波节数，则上两式可化为:
（H）
（3-62）
2L
n
（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
-Cs—-doso（3-65
PgH
式中，Ah为增减水位变幅；
Cs为经验常数，可取1—15;
ta为风应力；
L为水体长度；
p为水的密度；
H为水体平均深度；
a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
80—90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0.2—0.3米，如遇台风，变幅增大，例如，1956年8月1日全湖水位不变情况下，迎风岸新塘和背风岸胥口水面一升一降，相差可达2.45米。
（四）水库异重流
异重流是两种重率不同的流体相汇合，由于重率的差异而发生的相对运动。
在运动过程
中，各层流体能保持其原来的特性，不因交界面上的紊动作用而发生全局性的掺混现象。
水
流比重差异多数是由于水温、含沙量、溶解质的含量不同所致。
温差异重流常见于热电站冷却水的引水口，盐水异重流常见于入海河口，而浑水异重流则主要发生在河流入库处。
1.水库异重流的形成挟沙水流进入水库壅水段后，由于水深增加，流速减低，水流中所挟带的泥沙不断向底部沉降，水面的流速与含沙量逐渐趋向于零。
向底部沉降的泥沙，较
粗的部分将就地落淤，形成三角洲淤积，较细的则由于沉降速度小，还能继续保持悬浮状态。
进到B点以后，表层水开始变清，形成一个明显的清浑水交界面，这时该区段内出现两种比
以一
重不同的流体，在重力作用下，潜入底部的水流就有可能携带着所剩下来的悬浮物质,
定的速度向前运动，形成异重流。
由于异重流在向水库区运动的过程中，将带动一部分交界面上的清水相随同行，因而其表层就会出现相反方向的补偿流。
这种补偿流的回流将推动水面的漂浮物质向B点附近聚集，这就是水库异重流产生的一个标志，B点通常称为异重流的
潜入点，即水库异重流形成和插入库底的潜入点。
清浑水的重量差是形成水库异重流的根本原因。
据研究，入库浑水的含沙量大于库水含
沙量千分之一即可产生异重流，而浑水含沙量大于10—15公斤/米3时，异重流才比较稳定；
其次是组成异重流泥沙的颗粒一般要细小，通常以d=0.01毫米的粒径为界限粒径。
此外，
如果入库的浑水能持续不断，库底又有足够的坡降，则异重流能在水库中长距离运行，以至
到达坝前。
此外，如果坝体底孔开启异重流就可以排出水库。
因此，弄清异重流运动规律，对采取异重流排沙，减缓水库淤积速率将有重要的意义。
2.水库异重流的特性异重流的运动规律与一般明渠水流有类似的地方。
异重流发生后，
维持异重流前进的动力与明渠一样，也是重力。
但由于异重流体受到上层清水的包围，并受
上层流体的浮力作用，故异重流体的有效重
力犬大减小口据硏死猝爪的有奴重力为原重力的禽-血。
由于重力
作用大大削弱，使惯性力的作用相对显得十分突出。
相对突出的惯性力作用，使异重流
能够轻易超越障碍及爬高，这是一般水流运动做不到的。
此外，由于重力作用减弱，阻力作
用也显得十分突出，由于阻力作用
相对增强，故异重流的运动速度是很水的，通常只及一般水流的寺■寺。
因此，异重流要维持长距离运动，清浑水交界面在水流方向上必须有足够的坡度。
三、湖泊、水库水量平衡与调节作用
一）湖泊水库的水量平衡
1.湖泊的水量平衡湖泊水量，由于入流和出流在数量上不尽相等而发生变化，湖泊水量的这一变化过程，可用水量平衡方程式来表示：
Vp+VRd1+VRg仁VE+VRd2+VRg±
舛V
式中，Vd为湖面降水量；
VRd1,VRd2分别为入、出湖地表径流量；
VRg1,VRg2分别为
入、出湖地下径流量；
VE为湖面蒸发量；
Vq为工农业用水量；
AV为计算时段始末湖水贮
量的变量。
以上各项均为按计算时段计算，单位为亿立方米。
对于闭合流域，因无地下径流的流入与流出，则上式简化为：
Vp+VRd=VE+VRd1+q±
AV（3-64）
对于内流湖泊，因无地表径流自湖内流出，则上式又可简化为：
Vp+VRd仁VE+±
AV（3-65）
2.我国主要湖泊的水量平衡我国主要大湖水量平衡如表3—15。
表旷讦球国一些湖泊水量平衡（化立為米）
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1）从湖水补给看湿润的东部平原区，入湖地表径流量占湖泊总补给水量比重很大，其
中又以湖泊补给系数（指流域面积与湖水面积的比值）大的洞庭湖（56.2）、鄱阳湖（47.7）更为突出；
干旱半干旱的西北内陆地区，湖面降水及入湖地下径流占据了一定比重，入湖地
表径流所占比重相对较小，其中青海湖入湖地表径流所占比重甚至还不及湖面降水的比重。
2）从湖水的消耗看外流湖泊以出湖地表径流量为主；
内陆湖的入湖水量几乎全为湖泊蒸发所消耗。
3）从湖水补给量地区分布看极不平衡，江淮流域的湖泊年补给量为5000—6000亿立方
米，东北、内蒙古的湖泊为100亿立方米，新疆博斯腾湖为30亿立方米，青藏高原的湖泊则更小了。
此外，据研究，我国湖泊补给水量年际变化较大，丰枯水年的水量差一般多为2—5倍，
洪泽湖可达23倍。
丰水年湖泊贮水量一般有所增加，而枯水年则减少，湖泊水量年内变化
则更为显著，最大入湖月径流量与最小入湖月径流量的比值，鄱阳湖、洞庭湖为6—15,而
镜泊湖和乌伦古湖则可达100以上。
年内分配随流域降雨的年内变化和湖泊贮水能力大小而变。
3.湖泊的换水周期及其意义湖泊是换水缓慢的滞流水体，从湖内大量引水，导致湖泊
水位的下降，湖水面积的缩小，使湖区生态环境发生一系列的变化，造成许多不利的影响。
湖泊换水周期的长短，可以作为判断能否引用湖水资源的一个参考指标。
式中，T为换水周期，以天计；
W为湖泊贮水量，以立方米计；
Q为年平均入湖流量，
以立方米/秒计。
上式表示湖泊贮水量被年平均入湖水量完全替换所需的时间，根据此式，可以计算湖泊
的换水周期。
表3-16为我国湖泊换水周期表，由表可见：
东部平原5大淡水湖换水周期均
小于1年，说明入湖径流量大，湖水利用后，能很快得到恢复，不会引起生态环境的恶性循环。
布伦托海、羊卓雍湖、青海湖的换水周期分别大于8.5年、25.2年和60.4年，则不宜
引用。
因为来水量太小，一经引用难以得到恢复，这些湖又处于干旱半干旱地区，水量得不
到补充，湖泊生态环境会发生严重变化。
*3-16中国湖泊换水周勵表
湖名
贮水重
入湖證量
换水周期
（亿立方米）
（立方米、秒）
（天）
鄱阳湖
259
5093,1
59
闹廉湖
1?
3
10353.0
20
洪泽湖
24.4
1064・3
27
巢湖
18.0
164,3
127
太湖
44
195
264
洱海
26
33,3
a池
12
28.5
485
镜泊湖
16.3
102.1
184.3
陳斯腾湖
77.3
92-31
060
布伦托海
21.9
3117
羊卓雍湖
160
20,1
2911
742
38-94
22OS4
4.水库的水量平衡水库水量平衡方程基本上与湖泊类似，只是库岸调节及库区、坝下渗漏损失比湖泊大。
此外，在支出方面，还需考虑弃水水量问题。
如果库区有一定的水文地质资料，库岸调节量Vw计算式为：
Vw=\ABC<
LX卩（3
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