3.6湖水的运动与调蓄(4)

　　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λ按下式计算：

　　λ=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1—15；τα为风应力；L为水体长度；ρ为水的密度；g为重力加速度；H为水体平均深度；α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，以一定的速度向前运动，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

　　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 VRg1=VE VRd2 VRg2 Vq±V△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；△V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 Vq±△V (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 VRd1=VE Vq±△V (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。

 

　　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。

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