二、湖泊

湖泊是陆地表面具有一定规模的天然洼地蓄水体系，是湖盆、湖水以及水中物质组合而成的自然综合体。它是一种交替周期较长的、流动缓慢的滞流水体，并深受其四周陆地生态环境和社会经济条件的制约。

陆地表面湖泊总面积约2.7×10⁶km²，占全球大陆面积的1.8％左右，其水量约为地表河流溪沟蓄水量的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。我国也是一个湖泊众多的国家，湖泊面积在1km²以上的有2300余个，总面积为71787平方公里，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。

1.湖泊的分类

湖泊的分类方法很多，主要有：按湖盆成因分类，按湖水补排情况分类，按湖水矿化度分类，按湖水营养物质分类等。比如按湖水补排情况分，可分为吞吐湖和闭口湖；按湖水矿化度分，可分为淡水湖、微咸水湖、咸水湖及盐水湖；按湖水所含溶解性营养物质的不同，可分为贫营养湖、中营养湖和富营养湖，一般近大城市的湖泊，由于城市污水及工业废水的大量进入，多已成为富营养化的湖泊。下面着重介绍按湖盆成因分类的湖泊类型。

(1)构造湖。由地壳的构造运动(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。例如，贝加尔湖、坦噶尼喀湖、洱海等。

(2)火口湖。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。如白头山上的天池、雷州半岛的湖光湖。

(3)堰塞湖。有熔岩堰塞湖与山崩堰塞湖之分。熔岩堰塞湖为火山爆发熔岩流阻塞河道形成，如镜泊湖、五大连池等；山崩堰塞湖为地震、山崩引起河道阻塞所致，这种湖泊往往维持时间不长，又被冲而恢复原河道。例如岷江上的大小海子(1932年地震山崩形成的)。此外，水库是一种人工堰塞湖，它由人工在河道上建坝蓄水而成。

(4)河成湖。由河流改道、截弯取直、淤积等，使原河道变成了湖盆。其外形特点多是弯月形或牛轭形，故又称牛轭湖，水深一般较浅。例如，我国江汉平原上的一些湖泊。

(5)风成湖。由风蚀洼地积水而成，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。例如，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。其特点是大小、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。

(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湖泊。

(8)溶蚀湖。由地表水和地下水溶蚀了可溶性岩层所致。形状多呈圆形或椭圆形，水深较浅。例如，贵州的草海。

2.湖泊水库的调蓄作用

(1)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。水库建成之后的调度运行，其主要工作就在于如何合理调配水量。

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。其中日调节是指通过调节使水库在一昼夜之内完成一个循环，日调节时间不长，要求的调节库容较小。

年调节是指利用水库拦蓄能力，将丰水期多余水量蓄存起来，以备枯水期使用，其调节周期为一年，故称年调节。当水库已蓄满，来水量仍大于用水量，将发生弃水。

此种仅能调节部分多余水量的径流调节，称不完全年调节，水库如能拦蓄年度内全部来水量，称完全年调节。

多年调节是指水库将丰水年多余的水量蓄存起来，以补枯水年水量的不足，其调节周期可连续好几年。

(2)湖泊的调蓄作用。湖泊被称为天然水库。湖泊除了能拦蓄本流域上游来水，减轻下游洪水的压力外，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。

以洞庭湖为例，洞庭湖接纳松滋、太平、藕池三口，湘、资、沅、澧四水及湖区周边中、小河流的来水，经湖泊调蓄后从城陵矶出口汇入长江。湖区面积1.878万km²，天然湖面2740km²，另有内湖1200km²，洪水期间，容积可达一二百亿m³，对调蓄长江中下游水量，特别是调蓄洪水意义重大(见表10-3)。近半个世纪以来，由于入湖流量，出口城陵矶的水位、流量，洞庭湖的淤积，特别是人为因素(以围垦为主)的影响，洞庭湖的调蓄量下降较大。由于人工围垦的影响，洞庭湖的水面面积由1949年的4350km²减少到1983年的2691km²，不足全盛时期6000余km²的一半。20世纪80年代末及90年代以来，长江中游和洞庭湖区小流量高水位(小水大灾)的现象不断加剧，尤其是1996年和1998年大洪水，其最大洪峰流量均较1954年小，而正是湖泊的大量淤积和湖区的围垦，洞庭湖的天然湖面面积和湖泊容积减小，导致洞庭湖的调蓄量变小，出湖流量加大，加重了近年来长江中游小水大灾现象。

“十五”以来，洞庭湖加快了平垸行洪、退田还湖的工程。“十五”期间，通过对洞庭湖区29个县(市、区、场)333处堤垸实施平退，扩大洞庭湖调蓄面积779km²，增加调蓄容积34.8亿米3。随着退田还湖以及生态恢复的进一步进行，洞庭湖又将逐步恢复其作为长江中下游重要调蓄天然水库的功能。

表10-3　洞庭湖削峰统计

3.湖泊的演化

湖泊有其发生、发展与消亡的过程(水库是人工湖泊，其自然演化规律与天然湖泊雷同，故不赘述)。湖泊一旦形成，由于自然环境的变迁，人类活动的影响，湖盆形态、湖水性质、湖中生物等均在不断地发生变化。通常湖泊演化经历的过程是：湖泊由深变浅、由大变小，湖岸由弯曲变为平直，湖底由凹凸变为平坦，从而使深水植物逐渐演化为浅水植物，沿岸的植物逐渐向湖心发展。由于泥沙不断充填、水中生物的死亡和堆积，最后湖泊会转变为沼泽。干燥区湖泊由于盐分不断累积、淡水湖转化为咸水湖。盐度较小的湖泊其生物大致与淡水湖相同，盐度较大的湖泊，淡水生物很难生存。当水量继续蒸发减少，咸水湖可以变干，转化为盐沼，至此湖泊全部消亡。

其中，湖盆的演化过程包括：

(1)湖岸的变形。湖盆未充水前，在一定的外力作用下具有相对稳定的坡度。当作用的外营力不发生改变时，岸坡基本上是稳定的。湖盆蓄水后，岸边土壤浸水，土壤中含水量增加，破坏了原先相对稳定的平衡条件，必然引起湖岸变形。

受湖水浸泡，结构受到破坏的湖岸土层，在波浪、湖流的冲击作用下发生崩塌、滑塌的变形。岸壁滑塌物质往往一部分停积在岸边，另一部分随湖流挟走，在波浪长期的作用下，原岸线逐渐后退，该处形成侵蚀浅滩，波浪搬运的物质在岸脚堆积，继续向湖心方向发展形成淤积浅滩。当浅滩发展到足以消耗传至岸边波浪的全部能量时，湖岸便演化成相对稳定的形态。

(2)湖底的沉积。湖底的演化主要是由湖底的沉积作用引起的。湖底的沉积物主要有外界输入和内部形成两个来源。外界输入的沉积物质主要是流域上的泥沙、尘土、盐类及其他元素，经径流或风力挟携入湖；内部形成的沉积物中，有湖岸崩塌的产物、因化学作用从湖水分解出来的盐类以及湖中水生生物死亡后的残体等。所有这些入湖或湖内的物质、生物，均会由于力学作用、化学作用和生物作用而引起沉积。流域上水土流失严重往往会加剧湖泊的泥沙沉积。例如，长江上游近年来水土流失加剧，其中下游洞庭、鄱阳、洪泽、巢湖及太湖5大淡水湖泊的泥沙沉积也日趋严重。据统计，每年泥沙淤积量达1.7×10⁸t。如前所述，泥沙沉积湖底，使湖泊面积、容积日益缩小，从而调蓄功能也逐渐下降。