第五章河口第六章湖泊.docx

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第五章河口第六章湖泊

第五章河口

一河口区的特点和河口分段

（一）基本概念

◆河流汇入海洋、湖泊、水库等水体处或河流的支流汇入主流处称为河口（estuary）。

因此，相应地有入海河口、入湖河口、入库河口或支流河口。

◆习惯上所说的河口系指入海河口。

河口是河流与海洋两大水体交接过渡的区域，它的水文特性比河流和海洋的水文特性都要复杂。

（二）河口的特点

河口具有两种介质、三重作用、双向水流、快速沉积和生物生产率高的特点。

1、两种介质

河水与海水的性质截然不同。

◆河水通常为淡水，而海水则为咸水；

◆河水通常为酸性或接近中性，而海水通常为碱性；

◆河水的含沙量比较高，而海水的电解质含量比较高；

◆海水的密度通常比河水大。

2、三重作用

在河口地区，河流、波浪、潮流相互作用，形成了独特的动力特征。

3、双向水流

河流中通常为单向水流，而河口地区受到潮流的作用是双向水流。

4、快速沉积

河口地区是世界上沉积速率最快的地方之一。

其原因是：

1）河水径流在河口受到海水的顶托，流速减小；

2）河流出口门之后，失去了河床的束缚，断面展宽，水流挟沙能力降低；

3）不同介质的水体混合，原来呈胶体悬浮状态的物质絮凝沉降；

4）涨潮流进入河口由于受径流的顶托，携带的泥沙发生沉积；

5、生物生产率高

由于河流将大量营养物质带到河口地区，因此河口往往成为生物富集的地方，其生物生产率比河流的其他河段高，也比海洋的其他部分高。

（三）入海河口的分类

◆按地貌形态：

分三角洲河口、喇叭形（三角港）河口

•三角洲就是河流下游河口地区形成的大型三角状堆积体，往往形成于堆积作用大于侵蚀作用的情况下；

•三角港则是在河流泥沙缺乏的条件下，强大的潮流作用侵蚀河口而形成的喇叭形河口湾。

◆按径流和潮流强弱对比分：

强潮河口、缓潮河口、弱潮河口、无潮河口。

◆按咸淡水混合情况来划分：

强混合型河口、缓混合型河口、弱混合型河口

三角洲的形态类型（图略）

（四）、河口区的分段

河口区既受河流径流的影响，也受海洋潮流的影响。

一般来说，将潮流的作用和影响消失处视为河口区的上界。

将径流的作用和影响消失处（水下三角洲的前缘）视为其下界。

根据径流与潮流对比程度的差异自上而下可以将河口划分为三个区段：

1、近口段：

潮区界—潮流界之间的区段

◆潮流界：

涨潮流上溯最远的断面，即涨潮流速为零处。

◆潮区界：

潮流界以上的河段，潮波继续传播，但振幅急剧减小，在潮差为零处，潮汐影响完全消失，该处称潮区界。

特点：

这一区段径流作用占绝对优势，水流流向始终指向海洋，水情变化与河流基本一致。

2、河口段：

潮流界—栏门沙顶部之间的区段。

是河口区的主体部位。

拦门沙：

大多数河流在口门附近，水下发育有像门槛样的沙垄，称拦门沙。

特点：

1）河流径流与海洋潮流的作用互为消长，水流呈周期性往复流。

2）可出现三角洲或呈喇叭口状。

在三角洲上或河道中，汊道发育或出现河口沙岛。

3、口外海滨段：

从拦门沙顶部—海滨沿岸浅滩前缘（水下三角洲前缘）

特点：

水面开阔，径流的作用逐渐削弱直至消失，潮流、波浪等海洋作用起主要作用

由于径流具有洪枯水季节的变化，潮流也有大小潮之分，他们相互作用出现很多的组合使得潮区界与潮流界的位置发生变化。

不同河流所处的地理位置不同，潮流的强弱也会有很大的差异，所以上述的分区河段有时候也很难划分。

•入海河流也可以根据化学性质进行分段。

河口是咸淡水汇合的区域，以多年平均枯水大潮和多年平均洪水小潮为咸水界的上下极限。

因此根据咸水界的变化情况将河口区分为河流段、过渡段和潮流段。

◆河流段：

在咸水界上限以上的河段，以径流作用为主。

◆过渡段：

在咸水界上下限之间的河段，径流与潮流两种力量强弱未定。

◆潮流段：

在咸水界下限以下的河段，潮流作用较强。

二、入海河口的水文特征

由于河流的动力条件是径流，海洋的动力条件是潮流与海流等。

所以河口被认为是径流与潮流相互作用的区域。

（一）河口区的水情

（二）河口的盐淡水混合

（三）河口环流

（一）河口区的水情

◆感潮河段：

入海河口在潮区界以下均属受潮汐感应的河段，称感潮河段。

感潮河段的水位、流速、流量等水文要素的变化与河流下泄径流和海洋潮汐的变化有很大的关系。

1河口区潮汐的涨落过程

在一个潮汐的周期内，河口区潮汐的涨落过程经历4个阶段：

1）涨潮落潮流

海洋潮波自外海进入河口之初，因海水比重较大，从河底插入使得水位升高，落潮流速开始减小，但水流的方向仍指向海洋称为涨潮落潮流。

在断面上出现上下层方向相反的水流，表层水流指向海洋，底层水流指向陆地。

2）涨潮涨潮流

潮流不断地进入，水位继续上涨，以致潮流速超过河水下泄的速度，水面呈逆比降，整个断面上的水流都指向了上游称涨潮涨潮流。

其间出现潮流速与河水下泄速度相互抵消短暂的流速为零的时刻称为落潮憩流。

3）落潮涨潮流

当海水已经开始落潮，河口的水位随之下降，水面的逆比降渐渐变小，原来涨潮的流速逐渐减小，但仍大于下泄径流的速度，所以流向依然指向上游称为落潮涨潮流。

4）落潮落潮流

河口水位继续下降，下泄径流流速增大，水面恢复正比降，流向也指向下游，称为落潮落潮流。

在流向转向时，其间出现短暂的流速为零时称为涨潮憩流。

2潮流量的变化

◆潮水河的水流属于不稳定流，流量随时会发生变化，水位和流量没有稳定的关系，一个潮流期的水位流量关系通常是不规则的环形曲线（图3-77）。

◆当断面上同时出现相反方向的水流时，流量应是单位时间内相反方向流过此段面的水量之差，向海洋方向为正，向河口上游方向为负。

通常将涨潮时通过断面向上游的总水量称为涨潮总水量；落潮时向下游方向的总水量为落潮总水量。

由于上游河段的总水量不断下泄，所以落潮总流量必然大于涨潮的总流量，而它们的差值即为一个潮周期内河流下泄的流量。

3河口潮波的变化

海洋的潮波进入河口后，由于边界条件的变化和下泄径流的影响，潮波会发生变形。

主要表现在三个方面：

潮波的变形主要表现在1）振幅，即潮差，2）潮形及3）水位和流速的相位关系的变化三方面。

1>潮差的变化

河口潮波一方面由于过水断面的收缩，造成能量集中和局部反射，使潮差加大；另一方面因受摩擦阻力和径流顶托，能量逐渐耗损而使潮差减小。

这两种效应的对比，决定了潮差的沿程变化。

◆在断面骤然缩小的河口或海湾的近海侧，潮波能量的集聚多于耗损，潮差具有从口门向里递增的趋势，但再向河口上游，能量损耗逐渐大于集聚,潮差沿程减小。

◆在断面逐渐收缩的河口，潮差的增加不甚显著,出现最大潮差的部位在口门附近或口外海滨,进口门后潮差逐渐减小

2>波形的变化

潮波属于长波，它以速度

（g为重力加速度,h为平均水深）向前传播，由于河口水域比外海浅，潮差比外海大，波峰的水深明显大于波谷，因此波峰的传播速度也大于波谷，使波形发生变化，前坡变陡，后坡趋缓，涨潮历时缩短，落潮历时延长，潮差变大，水越浅则波形变化越大。

◆涌潮：

在一些断面急剧收缩的喇叭型河口或海湾，由于波峰逐渐追及波谷，潮波剧烈变形，发生破裂，产生一种特殊的潮汐现象──涌潮。

（二）河口的盐淡水混合

1、盐水楔异重流的概念

河口为咸淡水交汇处，一方面有淡水径流的下泄，另一方面海水上溯。

当潮流自外海涌入河口时，海水因含有盐分，密度较大，呈楔状伏于密度较小的淡水之下，此即盐水楔异重流现象。

盐水楔异重流是河口区独特的水文现象。

2咸淡水混合的类型

咸淡水的混合程度可用咸淡水的混合指数来表示，混合指数是涨潮期间内进入河口的径流量与涨潮期间的潮流量的比值。

一般有3种类型：

①当混合指数≥1.0时为弱混合型。

②当混合指数≤1.0时为强混合型。

③混合指数0.1~1.0之间的为缓混合型。

◆弱混合型——（高度分层型）

径流量比重大，咸淡水混合程度较轻。

淡水从上层流向海洋，而海水的盐度及密度大，所以沿底层侵入，咸淡水分层清晰。

在垂直方向上，水的密度变化较大，上层水流与底层水流的盐度差可大于20‰；水平方向上，水的密度变化较小。

这种类型一般出现在径流量比较大、潮差比较小的河口。

如美国密西西比河河口的西南水道。

我国珠江的磨刀门河口。

◆缓混合型

径流、潮流均较强，混合程度中等，咸淡水之间没有明显的界限，底层咸水向上混合，上层的淡水向下混合。

水平与垂直方向上均有密度梯度存在，垂直方向上层水流与下层水流的盐度差为4‰~20‰。

这种混合类型一般出现在径流作用和潮流作用均很强的河口。

例如，中国长江口、辽河口。

◆强混合型潮流作用较强，咸淡水强烈混合，在垂直方向上水的密度梯度很小，盐度差异一般小于4‰；在水平方向上水的密度差异则比较明显。

这种类型一般出现在径流作用弱，潮流作用强的河口，

如钱塘江河口。

（三）河口环流

在河口区各种综合流中，如果除去周期性的潮流，其余部分称为余流。

在河口区由于余流而产生的环流称为河口环流，它包括有咸淡水交汇的密度流、风海流，还有岸线和河底形态变化所引起的回流、涡流等。

三河口泥沙

（一）河口泥沙的来源：

河口泥沙有三个主要来源

◆由河流径流自流域带入和河岸崩塌而进入水流中的陆源泥沙。

除其中细小的泥沙在落潮时带出口外海滨外，大部分淤积在河口区附近，形成心滩、边滩、拦门沙等堆积地形。

◆海洋潮流挟带来的上行泥沙。

一部分是近岸带的浅滩受风浪掀起后被涨潮流带入河口区的海域。

另一些是本河流或邻近河流输出的泥沙经沿岸流和涨潮流带入。

◆河口区内由于滩槽变化和河床冲淤而局部搬运的泥沙。

有些源自河岸侵蚀和沙洲移动，在水中以悬移的方式或在底床以推移的形势作往复运动；另一些则可能原已沉积，因水流冲刷底床而再度随水运动。

（二）河口区泥沙的组成

河口区泥沙较细，无论是悬沙还是组成底床表面的颗粒，一般均为d<0.05mm的粉沙和粘土；因受上溯的潮流的顶托，推移质往往仅能行进至潮流界。

（三）河口区泥沙的动态

1、河口悬沙的运动

◆由于河流上游较粗的泥沙很难进入河口段，故在河口区，尤其是河口段，泥沙主要以悬移的方式运动。

◆其运动强度决定于河口段水位流速的变化。

由于河口存在双向水流的动力条件，河口泥沙的悬移相应的具有往复运动的特点；此外，泥沙在悬移中还受到絮凝和风浪等作用，其运动比较复杂。

但总体来说泥沙随入海径流悬移到口门，并输出口外海滨。

在此过程中悬沙中较粗的细沙、粉沙一般在水流的中下层移动，每当憩流前后，由于水动力条件发生变化，可沉降至河底转为床沙，并在往复流的作用下，沿河底被前后推移，但总的方向仍是朝海。

2、含沙量的空间分布

◆垂直方向上：

含沙量的分布与咸、淡水混合类型有关。

一般来说，强混合型河口，因咸、淡水混合强烈，含沙量在垂向上较均匀；弱混合型河口，因受盐水楔异重流的影响，底部常出现高含沙量现象，所以纵向上含沙量变化较大。

◆水平方向上：

含沙量分布不均匀。

一般在咸、淡水直接交汇的河口段，含沙量较大，故出现高含沙区，即所谓的“最大混浊带”。

自河口段朝上游和下游方向，含沙量均呈减小的趋势。

但“最大混浊带”的位置不是固定的，它随着径流的增、减以及大、小潮的变化而变化。

3、含沙量的时间变化

一般来说，在一个潮汐周期中，含沙量随水位的涨、落和流速的增、减而变化。

但是含沙量变化过程与水位和流速的变化过程并非完全对应。

流速最大时，含沙量并不一定最大；流速最小时，含沙量也并不一定最小。

最大含沙量的出现往往要比最大流速的出现滞后1～2小时。

同样，最小含沙量的出现也比憩流出现时间推迟一些。

（四）、河口泥沙的絮凝作用

◆在咸淡水混合过程中，径流挟带的细粒悬移泥沙遇到含有电解质的海水，颗粒互相吸引呈团块状，加速沉降，称絮凝现象。

絮凝作用与原因：

由于河口悬沙颗粒细小，一般以胶体颗粒形式分散在水流中很难沉降。

但在入海河口，当咸、淡水相互交融时，河水中所带的胶体颗粒上吸附的离子与海水中的离子发生离子交换，并使泥沙颗粒之间发生吸引而聚合成团块状，沉降速度也相应的增大，致使紊动分速不足以使之保持悬浮，因而沉入水底。

影响絮凝作用的因素：

与含沙量和含盐度等有关。

含沙量越大，泥沙颗粒越细，絮凝作用越强烈。

含盐度为3~10‰时，絮凝作用最强烈；若含盐度超过20‰，絮凝作用便会停止。

四径流向海汇集效应

1径流补给对近岸海区的冲淡效应

地表径流有季节变化和丰枯水年的年际变化，因而海洋获得的地表径流量也具有丰枯水文年及随季节变化的特性。

地表大量的淡水径流汇入海洋，起着冲淡海水的作用，即对陆缘海有冲淡效应。

我国沿海盐度远较同纬度太平洋大洋区盐度小得多，而且也具有冬春季节入海流量比重小时，盐度大于全年平均值，夏秋季节入海流量大时，盐度小于全年平均值的特性。

大河河口、海湾地区的盐度还要低。

2泥沙向海输入使得陆地不断延伸

由于陆地表面受到流水的侵蚀作用使得河流携带大量陆地固体物质输向海洋，这些物质在河口区遇到含盐较高的海水会发生絮凝作用沉积于陆缘海，一方面增加了海洋悬浮物，另一方面在河口区形成各种类型的三角洲使得陆地不断向海延伸。

3陆地元素不断的向海迁移

河水自身的理化性质、补给来源、环境条件、及其人类活动等影响了河水的化学组成，当河流入海时也必定会将其携带的大量化学元素不断的向海发生着迁移。

第六章湖泊

一、湖泊的概述：

◆湖泊：

地表水蓄积于相对封闭的洼地中所形成的水体称为湖泊。

这类水体还常称为：

泽、淀、池、海（子）、荡、潭、错、诺尔、库尔或库勒等。

•湖盆是形成湖泊的必要条件，水则是形成湖泊不可或缺的物质基础。

◆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。

湖泊的分布

◆陆地表面湖泊总面积约270万km2，约占全球大陆面积的1.8％，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。

◆我国是一个多湖泊的国家，面积＞1km2的湖泊有2759个，总面积达91019.63km2，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。

二、湖泊的类型

（一）湖泊的成因分类

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、火山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、溶蚀等不同类型的湖盆。

◆内力形成的湖泊

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，如贝加尔湖、洱海等。

2火山口湖：

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，如长白山的天池，湛江湖光岩等。

3堰塞湖：

包括熔岩堰塞湖与山崩堰塞湖。

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；后者为地震、山崩导致河道阻塞所成，其存在时间往往不长即被河水冲毁而恢复原河道。

◆外力形成的湖泊

4河成湖：

指在流水的冲刷、溶蚀、搬运与堆积作用下形成的湖泊。

除溶蚀湖外多分布于河谷地带尤其是河流网状分支发育的冲积淤积平原以及滨海三角洲。

我国江淮地区淡水湖群中多数湖泊属此类型。

其特征是湖底平坦，水深很小，易受江河水位涨落与泥沙淤积的影响。

其中由于河曲截弯取直而形成的外形为弯月形或牛轭形的称牛轭湖。

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。

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等。

7海成湖：

在浅海、海湾及河口三角洲地区，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泻湖，泻湖再经淡化后形成。

这种湖泊又称海迹湖，如杭州的西湖。

8、岩溶湖：

由于地表水及地下水溶蚀了可溶性岩层所致，形状大多呈圆形或椭圆形，水深较浅，如贵州的草海。

（二）按湖水与海洋沟通情况分类

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，

而内陆湖则与海隔绝。

（三）按湖水矿化度分类

◆按湖水含盐度的大小，分为淡水湖、微咸水湖、咸水湖及盐水湖4类

类型

矿化度

淡水湖

＜1g／l

微咸水湖

1—24g／l

咸水湖

24—35g／l

盐水湖

＞35g／l

◆外流湖大多为淡水湖，内陆湖则多为咸水湖、盐水湖

三湖泊形态参数

◆湖泊长度（L）：

湖面外边界两个相距最远的点之间的最短距离。

既可能是直线也可能是折线。

◆湖泊宽度：

分最大宽度Bm和平均宽度B0。

前者指垂直于湖长方向上两岸间最大距离；后者指湖面积A与湖长L之比，即B0=A/L

◆湖泊补给系数（Kc）：

系湖泊流域面积F与湖泊面积A之比。

在相似条件下，Kc越大，入湖水量越丰沛。

◆湖泊面积：

一般指最高水位时的湖面积。

◆容积：

指湖盆储水的体积，它随水位而变化。

在不同湖泊水位下，湖泊容积有所不同。

◆岸线长度：

指最高水位时的湖面边线长度。

◆最大深度：

最高水位与湖底最深点的垂直距离。

◆平均深度：

湖泊容积与相应的湖面积之商。

可利用标有等高线和等深线的地形图确定这些参数；此外，也可以遥感、遥测以及无线电定位侧身等技术更精确的确定这些参数。

四、湖泊的水量平衡和调蓄作用

1、湖泊水量平衡方程

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+VRg1=VE+VRd2+VRg2+Vq±△V

式中：

Vp为湖面降水量；VRd1，VRd2分别为入湖、出湖地表径流量；VRg1，VRg2分别为入湖、出湖地下径流量；Vq为工农业用水量；△V为计算时段始末湖水贮量的变化。

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+VRd1=VE+VRd2+Vq±△V

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+VRd1=VE+Vq±△V

2、中国湖泊的水量平衡状况

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。

3、湖泊的调蓄作用

◆湖泊作为天然水库，可拦蓄本流域上游来水，减少出湖河流或下游河段的水量；在洪水季节，湖泊还可分蓄江河洪水，降低干流河段的洪峰流量，滞缓洪峰发生的时间，发挥调蓄作用。

◆湖泊调蓄能力的大小，首先决定于湖泊容积，其次决定于内湖水位与外江水位之间的涨落关系及差值。

4、湖泊的换水周期及其意义

湖泊换水周期：

指湖泊贮水量被年平均入湖水量完全替换所需的时间。

T=

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。

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。

五、湖泊水的运动

（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

（二）湖泊波漾：

指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，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，波节两边水面交替发生顺向和逆向的倾斜，因而湖边水位有节奏的升降变化。

两个波节间水位垂直升降变化的最大幅度处称为波腹。

湖泊的波漾基本上是单节的，亦有双节或多节的。

◆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。

（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。

◆水位变幅的大小决定于：

1、风速的大小：

风速越大，湖泊两岸增、减水的幅度便越大。

2、湖盆的形态：

沿盛行风向伸展的湖泊中以及狭窄的湖湾中，增、减水很明显。

3、湖水的深度：

通常浅水湖增、减水远大于深水湖。

六水库

◆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。

◆据统计，全世界已建和在建水库的总库容大约5万多亿m3，水库总面积约40万km2。

◆我国是世界上水库最多的国家，已建的大中小型水库约86800座，总库容约4169亿m3。

此外，我国还有库容在10万m3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。

（一）水库的组成、库容及水位

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。

2、特征库容与特征水位　

水库纳蓄一定量的水的容积称为库容，而库中水面的高程称为水位。

相应于各种库容有各种特征水位。

（1）死库容与死水位

根据发电的最小水头，灌溉饮水的最低水位，并考虑泥沙的淤积所设计的最低水位称为死水位；与死水位对应的库容称死库容。

（2）兴利库容与正常高水位

为了满足灌溉、发电等用水需要而设计的库容，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。

（３）防洪库容与设计洪水位、校核洪水位和汛前限制水位

◆防洪库容：

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。

◆设计洪水位：

在发生设计洪水时，水库允许达到的最高水位（与防洪库容对应的水位），称为设计洪水位或最高洪水位。

◆校核洪水位：

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。

◆汛期为调蓄洪水预留足够的库容而限制的蓄水位称为汛期限制水位；汛期限制水位与校核洪水位之间的库容称为防洪库容。

水库总库容指校核洪水位以下的全部库容（见图3-59水库特征水位和库容划分）。

V总=V死+V利+V防+V超-V重

（二）水库的调节

运用水库蓄容径流的能力来抬高水位，集中落差，并对入库径流在时程上、地区上，按各用水部门的需要，重新分配的过程，称水库调节。

水库的防洪、灌溉、发电及航运等效益；均建筑在水库调节能力的基础上。

按调节周期的长短，水库调节可分日调节、年调节及多年调节。