湖泊類型、湖水運(yùn)動、演化和入海河口水情～結(jié)合相關(guān)高考真題Ⅰ.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270萬平方千米，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平方千米，占全國總面積的8%左右。我國湖泊的分布以青藏高原設(shè)問：讀圖，推測某湖泊成因，并描述其湖盆形態(tài)特征。和東部平原最為密集。設(shè)問：讀圖，推測某湖泊成因，并描述其湖盆形態(tài)特征。(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，因而按湖盆成因分類，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，這種湖泊又稱瀉湖，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?？傊?，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。地下水埋深指潛水水面到地表的距離；潛水位是潛水面的海拔高度。平原切割微弱，埋深較淺地下水埋深指潛水水面到地表的距離；潛水位是潛水面的海拔高度。平原切割微弱，埋深較淺。典例（2021年福建卷）羅布泊地區(qū)原為湖泊，是塔里木盆地的匯水與積鹽中心之一，干涸過程中鹽殼（鹽分在地表集聚形成的堅硬殼狀物質(zhì)）廣泛發(fā)育。圖4示意羅布泊地區(qū)內(nèi)相鄰且不同海拔的甲、乙、丙三處地下水埋深、鹽殼厚度和含鹽量。據(jù)此完成9～10題。9.甲、乙、丙三處鹽殼形成的先后順序依次是A.甲乙丙B.甲丙乙C.乙甲丙D.乙丙甲10.丙處鹽殼剛開始形成時，甲、乙、丙三處中A.甲處降水量最多B.甲處地下水位最高C.乙處蒸發(fā)量最多D.丙處地表溫度最高9.B10.C9.B10.C【分析】9.根據(jù)地下水的埋藏深度，可以判讀三地的海拔，甲地最高，然后是丙地，最低是乙地，所以，隨著羅布泊的逐漸干涸，海拔高的先形成鹽殼，海拔低的慢形成，所以甲、乙、丙三處鹽殼形成的先后順序依次是甲、丙、乙，B正確，ACD錯誤。10.丙處鹽殼開始形成時，甲地早已經(jīng)形成鹽殼，乙地還沒有干涸，甲地降水量最少，A錯誤。甲處地下水埋藏深度最深，B錯誤。甲已經(jīng)干涸，丙接近干涸，乙處還沒有干涸，蒸發(fā)量最多，C正確。地表溫度越高，鹽殼厚度和含鹽量越高，可以推測地表溫度排序應(yīng)該是乙丙甲，D錯誤?！军c(diǎn)晴】羅布泊，在塔里木盆地東部，海拔780公尺左右，位于塔里木盆地的最低處，塔里木河、孔雀河、車爾臣河、疏勒河等匯集于此，為中國第二大咸水湖。公元330年以前湖水較多，西北側(cè)的樓蘭城為著名的"絲綢之路"咽喉，之后由于氣候變遷及人類水利工程影響，導(dǎo)致上游來水減少，直至干涸，現(xiàn)僅為大片鹽殼。(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，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40萬平方千米。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，供宣泄洪水、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，如圖3-59所示。(1)死庫容與死水位（設(shè)計最低水位）水庫在調(diào)蓄過程中有一個設(shè)計最低水位，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)計洪水時，水庫允許達(dá)到的最高水位（與防洪庫容），洪水漫過壩頂下泄易沖毀壩腳，所以在河床、岸邊或水壩上部設(shè)計溢洪道，向下游泄水。稱為設(shè)計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，稱為校核洪水位洪水漫過壩頂下泄易沖毀壩腳，所以在河床、岸邊或水壩上部設(shè)計溢洪道，向下游泄水。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湖水垂直密度梯度=湖水密度的微分/水深的微分；湖水穩(wěn)定度=整個湖水質(zhì)量×重心偏離距離。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)鹽類傳到表層湖水垂直密度梯度=湖水密度的微分/水深的微分；湖水穩(wěn)定度=整個湖水質(zhì)量×重心偏離距離。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。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：E=dρ/dh(3-57)式中，E為湖水垂直穩(wěn)定度的密度梯度，以克/厘米2計；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，如圖3-60中N點(diǎn)，波節(jié)兩邊水面交替發(fā)生順向的傾斜，因而湖邊水位是有節(jié)奏的升降變化著的。兩個波節(jié)間水位垂直升降變化的最大幅度處稱為波腹，即圖中的ab和cd。湖泊的波漾基本上是單節(jié)的，亦有雙節(jié)或多節(jié)的，如圖3-61(a)和3-61(b)。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72千米，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76千米，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41.4千米，平均寬6.3千米，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，兩者相互疊加成單節(jié)波漾周期=2×水體長度/根號下—（重力加速度×水深）；波長=波速×周期。波漾，疊加后其結(jié)果是波腹處的振幅為入射波的2倍，而波長不變單節(jié)波漾周期=2×水體長度/根號下—（重力加速度×水深）；波長=波速×周期。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算：T=2L/C=2L/√(gH)(3-59)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：T=2L/[n√(gH)](3-61)λ=2L/n(3-62)（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。如圖3-64形成了全湖性的垂直環(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Δh=Cs·τa·L·cosα/(ρgH)(3-63)式中，△h為增減水位變幅；Cs為經(jīng)驗(yàn)常數(shù)，可取1~15；τa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80一90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0.2一0.3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，見圖風(fēng)力越大、水體長度越大、密度越小、水越淺、風(fēng)向與湖身長軸夾角越小，水位變化幅度越大。風(fēng)力越大、水體長度越大、密度越小、水越淺、風(fēng)向與湖身長軸夾角越小，水位變化幅度越大。（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，如圖3-66。1.水庫異重流的形成挾沙水流進(jìn)入水庫壅水段后（如圖3-67中A點(diǎn)），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，如圖3-67中的C點(diǎn)。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圈，并受上層流體的浮力作用，故異重流體的有效重力大大減小。據(jù)研究，渾水的有效重力為原重力的1/100—1/1000。由于重力作用大大削弱，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湖面降水量+入湖地表、地下徑流量=蒸發(fā)量+出湖地表、地下徑流量+工農(nóng)業(yè)用水量+變化量。高，這是一般水流運(yùn)動做不到的（圖3-68）。湖面降水量+入湖地表、地下徑流量=蒸發(fā)量+出湖地表、地下徑流量+工農(nóng)業(yè)用水量+變化量。此外，由于重力作用減弱，阻力作用也顯得十分突出，由于阻力作用相對增強(qiáng)，故異重流的運(yùn)動速度是很小的，通常只及一般水流的1/10—1/30。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+Vrd?+Vrg?=VE+Vrd?+Vrg?+Vq±ΔV式中，Vp為湖面降水量；Vrd?、Vrd?分別為入、出湖地表徑流量；Vrg?、Vrg?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；ΔV為計算時段始末湖水貯量的變量。以上各項(xiàng)均為按計算時段計算，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：具，Vp+Vrd?=VE+Vrd?+Vq±ΔV(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+Vrd?=VE+Vq±ΔV(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，閉合流域的地面、地下分水線重合，流域降水產(chǎn)生的地表、地下徑流全部通過出口斷面排出。見圖3-69。閉合流域的地面、地下分水線重合，流域降水產(chǎn)生的地表、地下徑流全部通過出口斷面排出。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，見圖3-70，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)。T=W/(Q×86400)(3-66)式中，T為換水周期，以天計；W為湖泊貯水量，以立方米計；Q為年平均入湖流量，以立方米/秒計。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V計算式為：Vw=△ABC×L×μ(3-67)式中，L為計算地段庫岸長；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，見圖3-71。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，見圖來水大于用水，水庫從死水位充蓄到正常蓄水位；來水小于用水，就從正常蓄水位泄放到死水位。來水大于用水，水庫從死水位充蓄到正常蓄水位；來水小于用水，就從正常蓄水位泄放到死水位。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，如圖3-73所示。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)計算時，常利用如下相對指數(shù)來表示水庫的工作特性。庫容系數(shù)β，即水庫興利庫容V興，與多年平均徑流總量W?之比：β=V興/W?。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W?之比值，即η=Wv/W?或η=(W?-Wc)/W?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，降低干流河段的洪峰流量，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，削減了入湖洪水的1/3。洞庭湖對長江干流的分洪作用和削峰作用見表3-18和表3-19。據(jù)統(tǒng)計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。三門峽水庫初期蓄水?dāng)r沙，1960年建成后水庫經(jīng)常保持高水位，泥沙大量淤積在庫內(nèi)，末端向上游延伸，危害陜西關(guān)中平原，潼關(guān)河床抬高4米。后改為汛期泄洪排沙，非汛期蓄水運(yùn)用，即蓄清排渾。三門峽水庫初期蓄水?dāng)r沙，1960年建成后水庫經(jīng)常保持高水位，泥沙大量淤積在庫內(nèi)，末端向上游延伸，危害陜西關(guān)中平原，潼關(guān)河床抬高4米。后改為汛期泄洪排沙，非汛期蓄水運(yùn)用，即蓄清排渾。1954年特大洪水時，洞庭湖甚至削減了長江干流約1/2的洪峰流量，因而洞庭湖的調(diào)蓄，對保護(hù)荊江大堤及武漢城市的安全，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，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)計劃引水1000大流量壩身泄洪，會沖刷下游，使壩體振動，故多另辟壩外溢洪道。建國后修建多種溢流拱壩，如跌坎、挑坎、高低坎對沖、轉(zhuǎn)向挑坎式，較好地達(dá)成了消能防沖、抗震減蝕。立方米/秒的流量還多35億大流量壩身泄洪，會沖刷下游，使壩體振動，故多另辟壩外溢洪道。建國后修建多種溢流拱壩，如跌坎、挑坎、高低坎對沖、轉(zhuǎn)向挑坎式，較好地達(dá)成了消能防沖、抗震減蝕。典例（2021年湖北卷）18.閱讀圖文材料，完成下列要求。（22分）蘆林湖是江西廬山風(fēng)景名勝區(qū)內(nèi)一處著名景點(diǎn)和重要水源地，它是利用原有河谷地形筑壩形成的人工湖，湖水清澈，湖畔濃蔭馥郁（圖10）。某研學(xué)小組實(shí)地調(diào)查發(fā)現(xiàn)，在該湖東北不遠(yuǎn)處的谷地里建有一座小型溢流壩，壩體由就地取材的沙、礫石澆筑而成。圖11示意蘆林湖及周邊地形。（1）攔沙是該溢流壩的主要功能，請說明理由。（8分）（2）結(jié)合圖11，分析建設(shè)該溢流壩的有利條件。（6分）（3）“綠水青山就是金山銀山”。要想保持蘆林湖一湖清水永續(xù)利用，你認(rèn)為可采取哪些措施，請談?wù)勀愕目捶ā＃?分）【參考答案】（1）該地降水豐富，上游河段洪水期水流速度快，攜帶了大量礫石和泥沙；（2分修建溢流壩可以有效減緩流速，河流侵蝕和搬運(yùn)作用減弱，沉積作用增強(qiáng)，（2分）河水挾帶的泥沙，大量在壩內(nèi)淤積，入湖泥沙減少；（2分）清澈的河水可從溢流壩上方流至蘆林湖，保證蘆林湖具有良好水質(zhì)和較大水量（庫容）。（2分）（2）該處地形平緩開闊，流速較緩，儲存空間大，利于泥沙淤積；離湖較近，能有效減少泥沙入湖；河道附近多沙，礫石，建壩原材料豐富；距公路較近，交通便利，便于及時清淤。（答出其中3點(diǎn)得6分，其他答案合理的酌情給分）(3)保護(hù)湖泊上游及周邊地區(qū)的植被，避免植被遭到破壞，造成嚴(yán)重的水土流失；做好湖水凈化處理，防止湖水富營養(yǎng)化；強(qiáng)化民眾的環(huán)境保護(hù)意識，防止湖泊遭受人為污染與破壞；減少林業(yè)、農(nóng)業(yè)生產(chǎn)對化肥、農(nóng)藥的使用；制定相關(guān)法律法規(guī)，引導(dǎo)周邊企業(yè)污染水處理達(dá)標(biāo)后排放等。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)致其他方面的變化。湖泊由深變淺、由大變小，湖岸由彎曲變?yōu)槠街保子砂纪棺優(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)展形成淤積淺灘腐殖質(zhì)是有機(jī)質(zhì)經(jīng)微生物分解轉(zhuǎn)化成的膠體物質(zhì)，平均占土壤有機(jī)質(zhì)的60%。。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)定腐殖質(zhì)是有機(jī)質(zhì)經(jīng)微生物分解轉(zhuǎn)化成的膠體物質(zhì)，平均占土壤有機(jī)質(zhì)的60%。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、鹽類及其他元素，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，每年泥沙淤積量達(dá)1.7×10?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??；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。人類活動因素主要地表淡水中磷酸鹽是植物生長的限制因素，海水中是氨氮。導(dǎo)致富營養(yǎng)化的物質(zhì)就是水中含量受限的，如淡水中磷、海水中含氮污染物增加，就導(dǎo)致植物過度生長。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)的改變地表淡水中磷酸鹽是植物生長的限制因素，海水中是氨氮。導(dǎo)致富營養(yǎng)化的物質(zhì)就是水中含量受限的，如淡水中磷、海水中含氮污染物增加，就導(dǎo)致植物過度生長。(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。典例（2022年廣東卷）17．閱讀圖文資料，完成下列要求。（20分）納木錯位于念青唐古拉山北側(cè)，湖泊面積2015km2，湖面海拔4718m。在其沿岸，曾發(fā)現(xiàn)高于現(xiàn)代湖面30m的古湖岸線。仁錯位于納木錯西側(cè)，湖面海拔4648m。雄曲和那曲兩河分別匯入納木錯和仁錯。納木錯地處夏季風(fēng)影響邊緣區(qū)，冬半年盛行西風(fēng)，在10-11月期間，湖泊東側(cè)區(qū)域降水相對較多。上圖示意納木錯和仁錯所在區(qū)域自然地理環(huán)境；下圖示意兩湖分水嶺區(qū)域水系與地形特征。（1）分析10-11月期間納木錯東側(cè)區(qū)域降水相對較多的原因。（6分）（2）結(jié)合河流侵蝕的知識，分析下圖中虛線框所示區(qū)域水系演化過程與趨勢。（6分）（3）從全球變暖的角度考慮，說明未來納木錯能夠與仁錯貫通的理由。（8分）【參考答案】17.(1)此期間納木錯東側(cè)區(qū)域位于西風(fēng)下風(fēng)向，西風(fēng)影響加強(qiáng)；西風(fēng)經(jīng)過湖區(qū)時，湖泊為西風(fēng)提供熱量和水汽；湖泊東側(cè)區(qū)域地勢較高，易產(chǎn)生地形雨。(2)那曲凹岸處向東侵蝕，雄曲凹岸處向西侵蝕；侵蝕持續(xù)進(jìn)行，分水嶺將被切開；發(fā)生河流襲奪，兩河流連通。(3)兩湖分水嶺海拔低于4740m，納木錯湖面海拔曾達(dá)到4748m，高于分水嶺和仁錯湖面海拔，說明兩湖曾經(jīng)貫通；隨著全球變暖，注入兩湖的冰雪融水和降水增加，湖面上漲；如果湖面上漲超過分水嶺海拔，兩湖將再次貫通?！久}意圖】本題考查影響降水的因素、陸地水體間的補(bǔ)給關(guān)系、全球變暖的影響，意在考查考生獲取和解讀地理信息、調(diào)動和運(yùn)用地理知識、描述和闡釋地理事物的能力?！窘忸}思路】第(1)問，降水多主要從盛行風(fēng)、水汽來源地形方面來分析。根據(jù)材料可知，納木錯地處夏季風(fēng)影響邊緣區(qū)，冬半年盛行西風(fēng)，納木錯東側(cè)區(qū)域位于西風(fēng)下風(fēng)向，10一11月湖面沒有結(jié)冰時，西風(fēng)經(jīng)過納木錯湖面時帶來了充足的水汽，再加上納木錯東側(cè)區(qū)域的地泥炭：第四紀(jì)沼澤植物的殘體，在多水嫌氣條件下，不能完全分解堆積而成。含大量水分和未徹底分解的植物殘體、腐殖質(zhì)及礦物質(zhì)。泥炭：第四紀(jì)沼澤植物的殘體，在多水嫌氣條件下，不能完全分解堆積而成。含大量水分和未徹底分解的植物殘體、腐殖質(zhì)及礦物質(zhì)。第(2)問，本問主要從河流對分水嶺的侵蝕作用方面分析。河流從南部山區(qū)流出，在遇到地形阻擋后分流，但兩條河流凹岸處由于均受到侵蝕，隨著時間推移，兩條河流凹岸因不斷侵蝕而接近，最后分水嶺被切開，兩河流連通。第(3)問，本問可以從全球變暖，冰雪融水增加，湖泊水面升高，以及分水嶺海拔較低、地質(zhì)歷史時期湖面海拔高等方面分析。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。故主要分布在冷濕或溫濕地帶。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，其殘體便累積在浮毯上形成泥炭，當(dāng)浮毯層發(fā)展到一定厚度時，其下部的植物殘體漸漸沉入湖底，形成下部泥炭層。隨著時間的推移，由于上、下部泥炭層的擴(kuò)大和加厚，以及湖底的填高，凈水層漸漸減小，以致兩者相連，湖泊就全部轉(zhuǎn)化為沼澤。2.陸地沼澤化陸地沼澤化又可分為森林沼澤化和草甸沼澤化過程。森林沼澤化過程往往是由于森林的自然演替、采伐和火燒之后而形成的。在寒帶和寒溫帶茂密的針葉林區(qū)，由于森林阻擋了陽光和風(fēng)，枯枝落葉層覆蓋了地面，減小了地面蒸發(fā)，枯枝落葉層又?jǐn)r蓄了部分地面徑流，如遇土壤底層為不易透水的巖石或沉積層，就會使土壤過濕，引起森林退化，使適合這種環(huán)境的草類、蘚類植物生長，從而森林逐漸演變成沼澤。此外，森林采伐和火燒，可使土壤表層變緊，減少了水分蒸騰，使土壤表層過濕，為沼澤植物生長發(fā)育創(chuàng)造了條件，因而在采伐和火燒跡地上容易引起沼澤化。草甸沼澤化過程，常發(fā)生在地勢低平、排水不暢的地方。疏叢草逐漸被密叢草所代替，植物殘體在水不易流通的環(huán)境里，因分解不充分而轉(zhuǎn)化為泥炭，草甸植被逐漸為沼澤植被所代替，草甸轉(zhuǎn)化為沼澤。(二)沼澤水文特征1.沼澤水的存在形式大都以重力水、毛管水、薄膜水等形式存在于泥炭和草根層中。當(dāng)潛水出露地面成為地表積水或匯成小河、小湖、常年積水、季節(jié)積水或臨時積水、片狀積水，深度小于50厘米，有草丘時，水積于丘間洼地。2.沼澤水的運(yùn)動沼澤徑流中除部分沼澤在個別時段有表面流外，大都是孔隙介質(zhì)中側(cè)向滲透的沼澤表層流。表層流存在于潛水位變動帶內(nèi)，呈層流狀態(tài)，可用達(dá)西定律描述。速度與水力坡度和滲透系數(shù)成正比。通常水力坡度與沼澤表面坡降相同，滲透系數(shù)各層不一。流量的大小取決于潛水位的高低、各層滲透系數(shù)和泥炭層或草根層的厚度。3.沼澤水量平衡蒸發(fā)量大、徑流量小是沼澤水量平衡的重要特點(diǎn)。在多年變化中，前者變化小，后者變化相對較設(shè)問：指出森林的自然演替和采伐、火燒對沼澤形成的影響。大。沼澤蒸發(fā)量的大小與沼澤類型、氣候條件及沼澤蓄水的多少設(shè)問：指出森林的自然演替和采伐、火燒對沼澤形成的影響。一般說，潛育沼澤、低位沼澤蒸發(fā)量較大，沼澤蓄水多時，蒸發(fā)量與輻射平衡值呈正相關(guān)，在夏季，當(dāng)沼澤前期蓄水量基本耗盡時。沼澤蒸發(fā)與降水量也呈正相關(guān)。4.沼澤的溫度、凍結(jié)和解凍表面有積水或表層水飽和的沼澤，其表面溫度及日變幅都小于一般地面，地表無積水而近于干燥的泥炭沼澤和干枯的潛育沼澤則相反。沼澤溫度日變化波及的垂直深度一般均很小。高緯地區(qū)的沼澤有凍結(jié)現(xiàn)象，當(dāng)潛水位到達(dá)沼澤表面時，凍結(jié)過程開始較晚，凍結(jié)慢、深度小，當(dāng)表層有機(jī)物質(zhì)近于干燥時，冷卻快、凍結(jié)早，但下層凍結(jié)很遲緩，凍結(jié)深度也小。同理春天解凍遲、化透時間晚。例如，三江平原，7月間正值盛夏，沼澤表面溫度可高于20℃，但有的沼澤表面以下仍有凍層存在。5.沼澤水水質(zhì)特征沼澤水富含有機(jī)質(zhì)和懸浮物，生物化學(xué)作用強(qiáng)烈。水體混濁、呈黃褐色。因有機(jī)酸和鐵錳含量較高，沼澤水面常出現(xiàn)紅色。沼澤水礦化度較低，除干旱區(qū)的鹽沼和海濱沼澤外，一般不超過500毫克/升，水的硬度很低，pH3.5~7.5，呈酸性和中性反應(yīng)、弱酸性反應(yīng)多，腐殖質(zhì)的含量從每升幾毫克到每升上百毫克不等。Ⅱ.徑流向海匯集及其效應(yīng)陸地表面的徑流最后通過入海河流的尾閭段不斷地向海洋匯集。由于這里兼受河流及海洋不同的動力條件、化學(xué)性質(zhì)及熱力特性等因素的綜合影響，故入海河口具有獨(dú)特的水文運(yùn)動變化規(guī)律；又由于地表大量的淡水、泥沙、化學(xué)元素陸續(xù)地向海匯集，導(dǎo)致海洋環(huán)境，尤其是海濱地區(qū)的環(huán)境產(chǎn)生海水淡化、陸地向海延伸及化學(xué)元素遷移等效應(yīng)。一、入海河口的水文特性入海河口是指河流與海洋相結(jié)合的地段。它既包括受到海洋因素影響的河流尾閭段，也包括受到河流因素影響的濱海地區(qū)。入海河口是地表液態(tài)水的輸出通道，也是海洋液態(tài)水的輸入進(jìn)口。在海、陸間的水循環(huán)過程中，入海河口起著重要的傳遞紐帶作用。根據(jù)河、海的動力條件，可以將入海河口劃分為不同的區(qū)段。河流的動力是徑流，海洋則是潮流、海流等，河口可視為徑流與潮流相互作用的區(qū)域，其上界為潮汐影響的上限（潮差為零處)一潮區(qū)界；下界為徑流在海洋中擴(kuò)散的末端—水下三角洲的前緣。根據(jù)徑流和潮流對比程度的差異自上而下可把河口區(qū)劃分為三段（圖3-74)：自潮區(qū)界至潮流界（漲潮流上溯的上界，也是漲潮流速為零處)為近口段；自潮流界至口門為河入海河口指受潮汐影響水位有變化的上界到徑流擴(kuò)散末端，再以上溯潮流極限點(diǎn)和水上沙洲與水下沙坎過渡處為界，分為近口、河口、口外海濱三段?？诙危蛔钥陂T至水下三角洲前緣為口外海濱段。入海河口指受潮汐影響水位有變化的上界到徑流擴(kuò)散末端，再以上溯潮流極限點(diǎn)和水上沙洲與水下沙坎過渡處為界，分為近口、河口、口外海濱三段。在近口段內(nèi)由于受潮水的頂托，水位雖有周期性的升降，但流向始終指向下游，徑流作用占絕對優(yōu)勢，故近口段的水文屬性和河槽演變規(guī)律與河流基本一致。河口段是徑流和潮流作用勢均力敵的區(qū)段，水流呈周期性往復(fù)流，水位也有周期性的漲落變化，動力條件與河槽演變特別復(fù)雜?？谕夂I段徑流因素的影響逐漸削弱直至消失，潮流，波浪等海洋因素則起主要作用，水文特性及演變規(guī)律與海洋相似。徑流和潮流兩者相互消長，支配著河口區(qū)的水文特征，潮區(qū)界和潮流界是徑流、潮流這一對矛盾相互作用的產(chǎn)物。由于徑流有洪枯水期的變化，潮流也有大小潮之分，它們相互作用可能出現(xiàn)很多組合，使潮區(qū)界和潮流界的位置發(fā)生變化。以長江口為例，枯水大潮期，潮區(qū)界可抵距河口616公里的安徽大通，潮流界可抵江蘇的鎮(zhèn)江附近。但洪水期，潮區(qū)界下移到距河口400公里的蕪湖，而潮流界也只達(dá)江陰以下。此外不同河流所處的地理位置不同，潮流的強(qiáng)弱也有很大差異，有些弱潮河口，河口區(qū)很短，上述3段就很難加以區(qū)分。此外，入海河口也可根據(jù)化學(xué)性質(zhì)分段：河水是淡水，海水是咸水，河口可視為鹽水與淡水交匯的區(qū)域。其上界應(yīng)為鹽水入侵的上限，下界應(yīng)為沖淡水影響所及的位置。根據(jù)咸水界的變化情況，將河口區(qū)分為河流段、過渡段和潮流段三個區(qū)段。以多年平均枯水大潮和多年平均洪水小潮為咸水界的上下極限。在咸水界下限以下的河段，潮流作用較強(qiáng)，稱為潮流段；在咸水界上、下限之間的河段，徑流與潮流兩種力量強(qiáng)弱轉(zhuǎn)換不定，稱為過渡段；在咸水界上限以上的河段，以徑流作用為主，稱為河流段。河口的分類目前尚不統(tǒng)一，從地貌形態(tài)看，可分為三角洲河口和喇叭形（三角港）河口兩類。我國的長江，黃河，珠江等河口屬前者，錢塘江等屬后者。從徑流和潮流強(qiáng)弱的對比來分，潮差大于4米的為強(qiáng)潮河口，例如，錢塘江；潮差在2—4米之間的為緩潮河口，例如，長江、珠江、遼河、甌江等：潮差小于2米的為弱潮河口，例如，黃河，灤河等；潮差小于0.5米的為無潮河口，如多瑙河。從咸淡水混合來劃分，可分為強(qiáng)混合型河口、緩混合型河口及弱混合型河口三類。(一)河口區(qū)的水情入海河口在潮區(qū)界以下均屬受潮汐感應(yīng)的河段，稱感潮河段，而感潮河段的水位、流速、流量等水文要素的變化，不僅與河流下泄的徑流有關(guān)，也與自海洋上溯的潮汐有關(guān)。因此河口的水文情勢，可以由河口區(qū)潮汐水文特性來表征。它和海洋潮汐相比，有其特殊的規(guī)律。1.河口區(qū)潮汐的漲落過程由于入海河口有潮汐的影響，水流呈往復(fù)周期運(yùn)動，故其水位與流量、流速與比降的關(guān)系等，都不同于非感潮河段。圖3-75所示，潮水位開始上漲后，指向下游的流速逐漸減小，經(jīng)過一段時間后，流速由正值轉(zhuǎn)為負(fù)值，水流流向內(nèi)陸；潮水位達(dá)到高潮后流速趨于下降，負(fù)流速逐漸變慢，經(jīng)潮水漲落，河水隨之溯洄，此過程中一個流量對應(yīng)兩個水位，漲潮時高，落潮時低。過一段時間后，由負(fù)值轉(zhuǎn)為正值，水流流向海洋。潮水漲落，河水隨之溯洄，此過程中一個流量對應(yīng)兩個水位，漲潮時高，落潮時低。由于受到徑流下泄的影響，水位與流速的變化，存在一定的相位差。在一個潮汐的周期內(nèi)，河口區(qū)潮汐的漲落過程經(jīng)歷4個階段：1)海洋潮波自外海進(jìn)入河口之初，海水因比重較大，從河底插入，使水位壅高，流速減小，但水流方向仍指向海洋稱漲潮落潮流。此時斷面上可能出現(xiàn)上下層方向相反的水流。2)隨著潮流不斷進(jìn)入，水位繼續(xù)上漲，以至潮流速超過河水下泄的速度，水面呈逆比降，整個斷面上的水流均指向上游，稱漲潮漲潮流。其間當(dāng)出現(xiàn)潮流速與河水下泄速度相互抵消的短暫時間時，斷面流速為零，稱為落潮憩流。3)當(dāng)海洋水已開始落潮，河口內(nèi)的水位隨之下降，水面逆比降漸漸變小，原漲潮的流速逐漸減小，但仍大于下泄徑流的速度，故流向依然指向上游，稱落潮漲潮流。4)河口水位繼續(xù)下降，下泄徑流流速增大，水面恢復(fù)正比降，流向也指向下游，稱落潮落潮流。在流向轉(zhuǎn)向的期間，出現(xiàn)短暫的時間，面流速為零，稱漲潮憩流。由于潮流受徑流及河口邊界條件的影響，從落潮轉(zhuǎn)向漲潮，并非迅速在全斷面上同時發(fā)生，而是從底部到表面，從岸邊到中泓逐漸完成的。這一方面是由于正常的下泄徑流速度分布的影響。另一方面，海水的比重大產(chǎn)生的異重流楔入的現(xiàn)象也是原因之一。因此，在漲潮中的某些時刻，過水?dāng)嗝嫔峡赡艹霈F(xiàn)方向相反的兩層水流（圖3-76）。2.潮流量的變化潮水河的水流屬不穩(wěn)定流，流量隨時發(fā)生變化，而且流向亦有順逆的變化，水位與流量沒有穩(wěn)定的關(guān)系，一個潮流期（一般指兩個落潮憩流之間的時段）的水位流量關(guān)系通常是不規(guī)則的環(huán)形曲線（圖3-77)。對感潮河段的某一斷面來說，任一瞬時，其流量、流速及過水?dāng)嗝婷娣e三者關(guān)系仍符合Q=VF的算式。但因三者在一個潮流期中均會發(fā)生周期性的變化，因此感潮河段的流量測驗(yàn)，必須測一個潮流期的全潮流量過程，一般測25小時，每小時測一次，測得一個潮流期的流量過程線，然后分別計算漲潮流輸入的水量和落潮流輸出的水量，由于河流總有下泄水量，故落潮總流量必大于漲潮總流量，其差值即為河流下泄的流量。3.河口潮波的變形海洋潮波進(jìn)入河口后，由于邊界條件的變化和下泄徑流的影響，潮波會發(fā)生變形。潮波變形主要表現(xiàn)在振幅（即潮差），潮形及水位和流速相位關(guān)系的變化3方面。1)潮差的變化。潮波在向河口上溯過程中，一方面由于河床斷面的收縮，產(chǎn)生能量集中和局部反射，產(chǎn)生的反射波與原前進(jìn)波組成合成波，加大潮差；另一方面受摩擦阻力和徑流頂阻的能量損耗，使潮差減小。兩種效應(yīng)的對比關(guān)系就決定了潮差的沿程變化。在斷面驟然變狹的河口或海灣的近海段，潮波能量積聚甚于耗損，所以潮差具有從口門向內(nèi)遞增的趨勢，但再向上游，能量損耗加大，故潮差又沿程減小。這種現(xiàn)象在錢塘江口最為明顯，杭州灣口的金山歷年最大潮差為6.03米，至澉浦達(dá)8.9落潮總流量-漲潮總流量=河流下泄流量。斷面收縮，潮流增大；底坡摩擦，河水頂阻，潮差減小。3米，澉浦以上潮差又逐漸減小，海寧為7.26米，閘口為3.57米，至湯家埠僅為2.41米落潮總流量-漲潮總流量=河流下泄流量。斷面收縮，潮流增大；底坡摩擦，河水頂阻，潮差減小。在斷面逐漸收縮的河口，潮差增大不甚顯著，出現(xiàn)最大潮差的部位通常在口門附近或口外海濱，進(jìn)口門后潮差就逐漸減小，例如，長江南支分流，潮差在口門銅沙淺灘的前緣達(dá)最大值，進(jìn)口后愈向上游潮差愈小。潮差沿程遞減的速度與下泄徑流量成正比，故洪水期潮差沿程減小得快，枯水期則慢。此外，潮波在傳播過程中，受地轉(zhuǎn)偏向力的作用，在北半球，使潮波振幅在垂直于傳播方向上向右遞增，即斷面右側(cè)的潮差大于左側(cè)。長江口、杭州灣，均存在同一斷面上，北岸岸潮差比南岸大的例子。2)波形的變化。潮波是一種長波，它以c=√gH，(g為重力加速度，H為水深)的波速向前傳播，由于水深比外海淺，潮差比外海大，波峰水深明顯大于波谷水深，因此波峰線的傳播速度大于波谷，潮波形狀發(fā)生變形，前坡變陡，后坡趨坦，漲潮歷時縮短，落潮歷時延長，潮差越大，水深越小，潮波變形就越劇烈。在河形及底坡的影響下，由于波峰逐漸追及波谷，造成陡立的潮波前坡，并發(fā)生波峰破碎現(xiàn)象，稱為涌潮。例如，錢塘江涌潮及長江北支的涌潮。3)水位、流速相位關(guān)系的變化。河口區(qū)的河寬和水深常常是沿河不斷變化的，這就會對潮波的運(yùn)動產(chǎn)生影響，潮波是具有能量的，當(dāng)向前傳播的潮波推進(jìn)到河道斷面突然變小的地方時，一部分波能將反射回去，另一部分波能仍繼續(xù)前進(jìn)。當(dāng)河口建閘后，在閘門關(guān)閉時，河道便處于完全封閉狀態(tài)，這時潮波將完全反射回去，閘前原來的前進(jìn)波變成了駐波，波高增加一倍。駐波與前進(jìn)波有很大的差異，前進(jìn)波潮位與潮流過程的相位是一致的。即漲（落）潮時最大流速出現(xiàn)在最高（最低）潮位，憩流時出現(xiàn)在中潮位；而駐波潮位與潮流過程線的相位差四分之一周期（即相位差90°），即在最高（最低）潮位時出現(xiàn)憩流，在中潮位時出現(xiàn)最大漲（落）潮流。事實(shí)上一般河口潮汐的前進(jìn)波上溯過程中，雖然不會轉(zhuǎn)變成駐波，但總是有部分波能被反射而導(dǎo)致潮汐變形，使河口區(qū)的潮位曲線與潮流曲線的相位發(fā)生一定程度的偏差。(二)河口的鹽淡水混合入海河口是鹽水與淡水交會的地方，從上游來的淡水徑流下泄入海，而含鹽分、密度較大的海水則隨潮上溯，于是便發(fā)生鹽水與淡水的混合和鹽水的入侵問題。1.咸淡水混合的類型河口區(qū)中咸淡水的鹽度、密度和含沙量不同，混合之后便會影響河口的動力狀況和沉積情況。咸淡水混合程度可用混合指數(shù)來表示。混合指數(shù)是指漲潮期間內(nèi)進(jìn)入河口的淡水量與漲潮期間的潮流量的比值。根據(jù)混合指數(shù)值的大小，河口咸淡水的混合類型可以分弱混合型、緩混合型和強(qiáng)混合型3種。1)弱混合型。混合指數(shù)大于0.7，即徑流量比重大，淡水從上層流向海洋，而海水鹽度及密度大，沿底層侵入，咸淡水分層清楚，故也稱高度分層型。由于河水具有粘性，在兩層界面附近流動的水體中有切變現(xiàn)象，界面將被推向下游直至表面產(chǎn)生足以對抗這個力的坡度，使下層鹽水呈楔形。故這種河口也稱鹽水楔河口（圖3-78）。鹽水楔界面上下層水量交換很少，故上下層鹽度差可超過20‰，而水平方向的鹽度差卻很小。鹽水楔的頂端附近是河口區(qū)淤積嚴(yán)重的地帶，主要由于咸河水流量大時，高度分層，混合弱，海水在下插入；潮汐水量大，混合強(qiáng)烈，等鹽度線垂直。淡水相遇，流速減弱，物質(zhì)沉積所致。同時鹽淡水電解質(zhì)不同的水體相遇，引起細(xì)粒物質(zhì)絮凝河水流量大時，高度分層，混合弱，海水在下插入；潮汐水量大，混合強(qiáng)烈，等鹽度線垂直。楔形頂上下移動的大小，主要取決于徑流與潮流量的變化。但其位移的范圍一般很小，美國密西西比河口西南水道，我國珠江口的磨刀門水道即屬此類型。2)緩混合型?；旌现笖?shù)在0.2—0.5之間，由于徑流、潮流均較強(qiáng)，咸淡水間沒有明顯的界面，水平和垂直方向上均有密度梯度存在，底層咸水向上混合，上層淡水向下混合，表面淡水下泄，下層咸水上溯。為了維持水流的連續(xù)性，下層向陸流的水必須經(jīng)過上層回到海洋，導(dǎo)致了從下向上的垂直方向的水流（圖3-79）。底部咸水上溯的頭部，有一個流速零點(diǎn)，稱滯流點(diǎn)。這里是含沙量最大的地帶，這里可以出現(xiàn)最大混濁帶。河底泥沙沉積也多，容易產(chǎn)生淺灘，我國的長江河口基本屬于此類型。3)強(qiáng)混合型?；旌现笖?shù)小于0.1，潮汐作用占主導(dǎo)地位。咸淡水之間強(qiáng)烈混合，斷面上的等鹽度線近于垂直，鹽度垂向差異一般小于4‰，然而沿程鹽度明顯增加，即縱向上鹽度梯度明顯。故這類河口也稱垂直均勻混合型河口（圖3-80）。在河寬較大的或三角港河口，由于地轉(zhuǎn)偏向力的作用，橫斷面兩岸邊保留著鹽度差，在北半球，面向海洋，漲潮流偏于左側(cè)，落潮流偏于右側(cè)，河口的左側(cè)鹽度較高，而右側(cè)較低。英國的泰晤士河、我國的錢塘江河口均屬此類。應(yīng)該指出，混合類型的劃分是以徑流、潮流對比為指標(biāo)的。同一河口洪水期與枯水期，徑流、潮流量對比關(guān)系不同，故河口混合屬性也會轉(zhuǎn)化。例如，長江口，洪水小潮汛時期屬于高度分層型，而平時則屬于緩混合型。2.咸淡水混合對河口水流的影響在鹽水入侵的范圍內(nèi)，因受密度梯度的影響，垂線流速分布與無潮河流有較大的差別。在漲潮流期間，密度梯度與水面坡降一致，有加大潮流流速的作用。但因底部密度梯度大而加大了底部流速，最大流速出現(xiàn)在底部某一深度。落潮流期間，密度梯度與水面坡度相反，有減小落潮流速的作用，因底部密度梯度大，故對底速起了阻礙作用，水流主要從表面排出，增大了表層流速。轉(zhuǎn)流期間，水面坡降很小，密度梯度起控制作用，形成了表層與底層流向相反的交錯流。由于密度梯度的存在，使垂線流速的分布發(fā)生變化，從而導(dǎo)致河口區(qū)的水流情況發(fā)生變化。在沒有密度梯度影響的河口上段，因?yàn)閺搅饕蛳屡判?，在漲潮與落潮的時期內(nèi)，從表層到底層水流都是凈的向下游流動。在受密度梯度影響的河口下段，徑流主要從表面排走，底部水流在密度梯度的影響下，總水量漲潮大于落潮，故產(chǎn)生了凈的向上流。底部水流以上溯流為主轉(zhuǎn)變?yōu)榈揭韵滦沽鳛橹鞯膮^(qū)域，其間定有個凈水量為零的地點(diǎn)，該點(diǎn)即為“滯流點(diǎn)”。滯流點(diǎn)的位置隨洪、枯水和大、小潮的變化而變化。具體分析河口含鹽度對水流的影響時，常引用“優(yōu)勢流”的概念。其計算方法是：根據(jù)河口沿程各垂線相應(yīng)深度的測點(diǎn)流速，如表層、河底等，繪制該點(diǎn)的流速過程線，分別求出高潮海面高于河面，水面坡降向陸，海水密度大，梯度指向河水，二者疊加，使?jié)q潮流流速大。漲潮流落潮流曲線與時間坐標(biāo)軸所包圍的面積AF和AE（圖3-81），再按下式計算參數(shù)高潮海面高于河面，水面坡降向陸，海水密度大，梯度指向河水，二者疊加，使?jié)q潮流流速大。φ=AE/(AF+AE)×100%(3-68)若φ>50%，則下泄流占優(yōu)勢；φ<50%，為上溯優(yōu)勢流，當(dāng)φ=50%時，為滯流點(diǎn)。根據(jù)各站各測點(diǎn)的實(shí)測資料的φ值，可以繪制優(yōu)勢流曲線，如圖3-82，底部曲線給出了滯流點(diǎn)的位置。應(yīng)用優(yōu)勢流方法可以分析河口水流特性和泥沙運(yùn)動的基本規(guī)律。(三)河口環(huán)流與河口鋒1.河口環(huán)流在河口區(qū)實(shí)測的綜合流中，如果將周期性的潮流除去，則其余部分統(tǒng)稱為余流，例如，風(fēng)海流、密度流等。在河口地區(qū)由余流產(chǎn)生的環(huán)流，稱為河口環(huán)流，它包括由咸淡水交會的密度流、風(fēng)海流及岸線和河底形態(tài)變化引起的回流、渦流等。河口環(huán)流對河口地區(qū)及眥鄰海域中小尺度的水體交換、懸移質(zhì)的輸移分布均有重要的影響。近數(shù)十年來已成為河口水文研究中的關(guān)鍵問題。2.河口鋒鋒主要是指兩種不同性質(zhì)水團(tuán)的界面。在界面附近，水體的物理性質(zhì)（溫度、鹽度、濁度、速度、顏色等)、化學(xué)性質(zhì)和生物性質(zhì)的水平梯度達(dá)到最大值。河口地區(qū)水團(tuán)界面形成的鋒為河口鋒。外海海洋鋒的研究，早已引起學(xué)者們的重視，因海洋鋒對天氣、氣候和海洋環(huán)境有很大的影響，在海上捕撈、海底管道布設(shè)及軍事方面均有重要意義。河口鋒是小尺度鋒，它是70年代后期才開始研究的，由于沿海港口發(fā)展的需要，進(jìn)展很快。河口鋒類型很多，現(xiàn)就研究較多的羽狀鋒作簡要介紹。河口咸淡水混合的地區(qū)，表層向海流的沖淡水常形成密度小的、上覆于周圍沿海水體之上的羽狀流，在這兩個密度不同的水團(tuán)之間的邊界處就能形成羽狀鋒。1)尺度特征。由于河口的徑流量及幾何形態(tài)的不同，羽狀鋒可形成在河口，也可形成在口外海域；鋒的空間和時間尺度主要取決于入海徑流量的大小和變化類型。美國的密西西比河河口和哥倫比亞河河口羽狀鋒影響口外長度約400公里，而南美洲的亞馬孫河河口由于徑流特豐，故長達(dá)千余公里。羽狀鋒的時間尺度約為幾個星期到幾個月。2)形成機(jī)制。導(dǎo)致羽狀鋒發(fā)生的動力機(jī)制主要是浮力擴(kuò)散。在淡水源連續(xù)供應(yīng)的情況下，若沒有來自下游水體的摻混和界面摩擦，羽狀流將無限擴(kuò)展，并逐漸變薄。實(shí)際上摩擦的存在會導(dǎo)致浮力擴(kuò)散減速，使羽狀鋒前緣形成尖的界面。3)混合動力。羽狀鋒的混合動力與鹽水楔環(huán)流的混合動力不同，在鹽水楔內(nèi)的摻混是向上的，而羽狀鋒帶內(nèi)表層水是向下?lián)交旌突旌系摹?)化學(xué)性質(zhì)。穿越羽狀鋒，?？梢姷讲煌?，稍咸的河口水呈黃棕色，沿岸的海水呈綠色。這是由于懸浮的有機(jī)和無機(jī)顆粒物的不同而引起的。5)生物性質(zhì)。羽狀鋒具有重要的生物意義。鋒域營養(yǎng)物質(zhì)豐富，浮游生物繁盛，往往是漁場所在地。例如，在哥倫比亞河河口的羽狀鋒區(qū)，金槍魚高度富集，捕獲量很高。(四)河口的泥沙運(yùn)動1.河口區(qū)泥沙的來源河口區(qū)泥沙主要來自河流上游和外海兩方面。在河水下泄時，河水?dāng)y帶的大量泥沙，除了其中極細(xì)的懸沙在落潮時帶出口外海濱外，大部分淤積在河口區(qū)附近，形成心灘、邊灘、攔門沙等各種堆積地形。從海洋來的泥沙，一部分是近岸帶淺灘受風(fēng)浪掀起后，被漲潮流帶入河口區(qū)的海域泥沙；一部分是鄰近河流輸出的泥沙，經(jīng)沿岸流和漲潮流帶入的，例如，長江輸出的一部分泥沙，可以繞過南匯嘴進(jìn)入杭州灣。從海域帶入的泥沙往往大部分又被落潮流帶回海洋。此外，有時也會從河口區(qū)河床上攫取部分泥沙，數(shù)量不多，但對河口區(qū)內(nèi)局部地區(qū)的沖淤卻有著很大的作用。河口區(qū)輸沙的總趨勢是輸向海洋。各河口的來沙組成不同，主要取決于河口徑流、潮流對比及流域來沙的多寡。2.河口泥沙的絮凝進(jìn)入河口區(qū)的泥沙，一般顆粒很小，通常在0.005毫米以下。對于細(xì)顆粒泥沙，除了力學(xué)作用外，化學(xué)作用是不可忽視的。細(xì)粒泥沙在淡水中發(fā)生電離現(xiàn)象，使顆粒帶有負(fù)電，各顆粒負(fù)電荷的相互作用使其保持分散狀態(tài)，呈膠體狀。據(jù)有關(guān)資料，分散的細(xì)粒泥沙中，50%以上的沉降速度小于10厘米/秒淡水細(xì)粒泥沙都帶負(fù)電，與海水離子代換后，有正有負(fù)，相互吸引，在河口絮凝沉積。，但是水流內(nèi)部紊動向上的分速可達(dá)103厘米/秒，這些泥沙是很難在重力作用下沉降淡水細(xì)粒泥沙都帶負(fù)電，與海水離子代換后，有正有負(fù)，相互吸引，在河口絮凝沉積。海水是含有電解質(zhì)的液體，即海水中含有正負(fù)離子。表面帶有負(fù)電荷的泥沙膠粒與海水中的離子發(fā)生離子代換，致使部分泥沙顆粒之間產(chǎn)生引力，顆粒相互聚合變大。當(dāng)紊動垂直分速小于其沉降速度時，泥沙下沉。這種物理化學(xué)現(xiàn)象稱絮凝作用，它如同淡豆?jié){（膠體）加入醬油后凝聚成豆腐花一樣。泥沙的絮凝是河口泥沙的獨(dú)特現(xiàn)象。影響絮凝作用的主要因素是含沙濃度與含鹽度；含沙濃度越大，泥沙顆粒越細(xì)，絮凝作用越強(qiáng)烈。水流的擾動，促使泥沙顆粒相互碰撞，也加劇絮凝。據(jù)實(shí)驗(yàn)資料，含鹽度在3一10%時，絮凝作用最為強(qiáng)烈；當(dāng)含鹽度增大到20%以上后，絮凝作用就停止。絮凝體進(jìn)入淡水后，還會發(fā)生絮散，重新分散為細(xì)小的單顆泥沙。3.河口泥沙的懸移入海河口的各河段中，徑流與潮流作用的強(qiáng)弱不同，而且漲落潮不斷地轉(zhuǎn)換著，因而部分細(xì)粒泥沙不斷地經(jīng)歷著懸浮、落淤，再懸浮的運(yùn)動，因此，河口水流的挾沙能力有著一定的變化規(guī)律。徑流的年際變化和年內(nèi)變化，使河口區(qū)的含沙量也具有年內(nèi)和年際變化的性質(zhì)。潮流則使含沙量具有半月周期和半日周期的變化。河口區(qū)的潮流界以下，徑流作用逐漸減弱，潮流作用逐漸增強(qiáng)。自潮流界至口門附近，含沙量的沿程變化是：季節(jié)變化逐漸不明顯，大小潮和漲落潮引起的含沙量變化越趨明顯。表3-20為長江口段洪季大、小潮汛平均含沙量的沿程變化。由表中數(shù)據(jù)的變化量為：江陰附近的蕭山為1，南支的七丫口為1.5，南港為3.1，北港為2.7，北支的青龍港為2.3，其下游的廟港則為3.0。落潮含沙量的比值也有同樣的趨勢?？梢娫较蛳掠危笮〕焙沉康牟钪狄簿驮酱?。河口水流在一個潮流周期中經(jīng)歷漲急、漲憩、落急、落憩等階段，相應(yīng)的含沙量過程線在一個潮流周期中也有兩起兩落。兩個含沙量高峰分別出現(xiàn)在漲急落急后約1小時；兩次最小含沙量出現(xiàn)在轉(zhuǎn)流之后。含沙量的變化滯后于流速的變化，其原因是河口區(qū)系細(xì)粒泥沙，其沉速小，而水流速度和方向的變化異常迅速，含沙量要適應(yīng)水流的這種變化，需要一個過程。河口的輸沙能力主要取決于水動力條件，但因動力條件復(fù)雜，含沙量又受絮凝、風(fēng)浪等作用的影響，故精確計算河口區(qū)輸沙能力是困難的。目前尚沒有一種理想的方法解決此問題。在實(shí)際工作中，多采用無潮河流的輸沙概念來處理河口的輸沙能力問題，其基本出發(fā)點(diǎn)是使?jié)q（落）潮平均含沙量與漲（落）潮平均流速建立經(jīng)驗(yàn)關(guān)系。考慮到潮流速度變化迅速，泥沙的掀起和沉降需要一個過程，采用“前期含沙量”作為參數(shù)，可使?jié)q落潮平均流速與漲落潮平均含沙量的關(guān)系曲線得到一定的改進(jìn)。因?yàn)槌毕涌诘牧髁渴峭鶑?fù)流，因此，河段的凈輸沙量應(yīng)等于漲、落潮時，該河段總輸進(jìn)量和總輸出量的差值。鑒于河口區(qū)是徑流和潮流的消能地帶，因此，河口區(qū)的河床演變以堆積作用為主。從大量的實(shí)測資料中也發(fā)現(xiàn)，水流中懸浮的泥沙與河床表土的顆粒組成無顯著差異，這說明組成河口的物質(zhì)多為懸移質(zhì)泥沙，同時也表明，河口泥沙的運(yùn)動形式以懸移為主。4.河口最大渾濁帶細(xì)沙為主的河口區(qū)，往往是“兩頭清，中間渾”，即具有一個含沙濃度經(jīng)常明顯地高于上游河