湖泊

湖泊

陆地上洼地积水形成的﹑水域比较宽广﹑换流缓慢的水体。
　　　　
内陆盆地中缓慢流动或不流动的水体。严格区分湖泊、池塘、沼泽、河流以及其他非海洋水体的定义还没有完全建立起来，然而，一般可以认为，河流运动比较快；沼泽内生长著大量的草、树或灌木；池塘比湖泊小。按照地质学定义，湖泊是暂时性水体。在全球水文循环过程中，淡水湖作用极小，其水量仅占全球总水量的0.009％，尚不足陆地上淡水总量的0.0075％。然而，淡水湖98％以上的水量是可供利用的。全球湖泊淡水总量为125,000立方公里(30,000立方哩)，大约4/5的淡水储存在40个大湖中。尽管湖泊遍布全世界，但北美洲、非洲和亚洲大陆的湖泊水量就占世界湖水总量的70％，而其馀的大陆湖泊较少。
　　
研究湖泊的科学是湖沼学，湖沼学家常根据湖盆形成过程来对湖泊和湖盆进行分类。特别大的湖盆是由构造作用即地壳运动形成的，晚中新世广阔而和缓的地壳运动导致横跨南亚和东南欧广大内陆海的分离，现在残存的内陆水体有里海、咸海以及为数众多的小湖泊。构造上升可使陆地上天然水系受阻而形成湖盆，南澳大利亚的大盆地、中非的某些湖泊以及美国北部的山普伦湖都是这种作用的产物。此外，断层也对湖盆的形成起著重要的作用，世界上最深的两个湖泊贝加尔湖和坦干伊喀湖的湖盆就是由地堑的复合体形成的。这两个湖泊以及其他的地堑湖，特别是在东非裂谷里的那些湖泊和红海都是近代湖泊中最古老的。火山活动可以形成各种类型的湖盆，主要类型为位於现存的火山口或其残迹中的火口湖。俄勒冈的火口湖就是典型的例子。
　　
湖盆还可由山崩物质堵塞河谷而形成，但这种湖盆可能是暂时性的。冰川作用可以形成大量的湖

湖泊

泊，北半球的许多湖泊就是这种作用形成的，湖盆为冰盖退缩过程中的机械磨蚀作用所形成，或由于冰盖边界处冰体堰塞而成。冰碛对堰塞湖盆的形成起著重要的作用，纽约州的芬格湖群(FingerLakes)就是终碛堰塞而成。河流作用有几种方式可以形成湖盆，最重要的有瀑布作用，支流沉积物的阻塞，河流三角洲的沉积作用，上游沉积物由於潮汐搬运作用而阻塞，河道外形的改变(即牛轭湖和天然堤湖)以及地下水的溶蚀作用所形成的湖泊。有些沿海地区，沿岸海流可以堆积大量的沉积物阻塞河流。此外，风、运动活动和陨石都可能形成湖盆。
　　
湖泊沉积物主要是由碎屑物质(黏土、淤泥和砂粒)、有机物碎屑、化学沉淀或是这些物质的混合物所组成。每一种沉积物的相对数量取决於流域的自然条件、气候以及湖泊的相对年龄。湖泊中主要的化学沉积物有钙、钠、碳酸镁、白云石、石膏、石盐以及硫酸盐类。含有高浓度硫酸钠的湖泊称为苦湖，含有碳酸钠的湖泊称为碱湖。
　　
由于不同湖盆侵蚀产物的化学性质不同，因此，世界上湖泊的化学成分也是千变万化的，但在大多数情况下，主要成分却是相似的。湖泊含盐量系指湖水中离子总的浓度，通常含盐量是根据钠、钾、镁、钙、碳酸盐、矽酸盐以及卤化物的浓度来计算。内陆海有很高的含盐量。犹他州大盐湖含盐量大约为每升20万毫克。
　　
湖水最大密度的温度是随深度变化的，大多数湖水最大密度温度接近於4℃(39℉)，而在接近0℃时形成冰，当湖泊随著表面冷却降到4℃时，垂直混合发生。如果密度随深度增加，则湖泊被认为是稳定的；如果密度随深度减小，则表明湖泊存在著不稳定的条件。由於冷却和增温过程，表面水层密度增加，使水团下沉，引起混合，这一现象称为湖水循环或湖水对流。湖泊热量估算包括以下几个主要因素：净射入的太阳辐射，由湖泊表面和大气散射的长波辐射的净交换，表面分界面上可感热的输送和潜热过程，以及通过河川径流、降水、地下水流入和流出的热量，地热的传导和动能的消耗。
　　
引起湖水运动的力主要有：风力、水力梯度及造成水平或垂直密度梯度引起的力。湖面风将能量传给湖水，引起湖水运动。由水流进出湖泊而引起水力效应。湖水内部压力梯度及由水温、含沙量或溶解质浓度变化造成的密度梯度都能引起湖水运动。
　　
湖流是各种力相互作用的结果，但在许多情况下少数特定的力起著支配作用。当没有水平压力梯度，没有摩擦时，水平流受地转偏向力影响，北半球将偏向右。在压力梯度起支配作用时，则这种力与地转偏向力相结合形成所谓地转流。这种情况只出现在很大的湖泊中。由於风力作用或气压梯度使水面倾斜而产生梯度流。由风力引起的湖流最为普遍。在大的深水湖中，理论上表面流流向将沿著风向右偏45°，及到深层，流速逐渐减弱，且进一步向右偏。在风力影响不能到达的深度以下，水流的方向与风向相反。对於中纬度大而深的湖泊这种深度约为100公尺(328呎)。兰米尔(Langmuir)环流是风在水面引起的一种小型环流现象，刮风时，可以观察到水面上产生许多平行波纹，而且可以延续到相当远的距离，在波纹处出现相对下沉，波纹之间则相对上升，这种环流现象也可以由湖内热力混合下沉而造成。
　　
湖中波浪多是由湖面风引起的。风吹到平静的湖面上，首先使广阔的湖面产生波动和波纹，形成比较有规则、范围较小且向同一方向扩展的表面张力波。波高的增加与风速、作用持续时间及吹程呈函数关系。然而即使在最大的湖泊中，也不会出现海洋中的波涛现象。湖面波浪沿著风向且与波浪顶峰垂直方向传播，若波长超过水深的4倍，波速近似等於水深与重力加速度乘积的平方根；若水深较大时，波速与波长的平方根成正比。

盐湖

　　
由于持久的风力和气压梯度造成湖面倾斜，当外力作用停止时将引起湖水流动，使湖而复原。这一过程称静振。基本的静振为单节的，但如发生谐波，则亦可能是多节的。如风沿狭长的湖泊长轴劲吹，则多出现纵向静振，而横穿狭窄湖面则多出现横向静振。湖泊内部静振是由热力分层现象引起的。
　　
湖泊主要通过入湖河川径流、湖面降水和地下水而获得水量。湖泊分不流通湖(无地表或地下出口)和流通湖(有地表或地下出口)两种。不流通湖湖水耗於蒸发而导致湖水含盐量增加，流通湖湖水通过地表或地下径流流走，湖水量收支的净差额，随入流量和出流量的周期性或非周期性的变化而变化，这种差额引起了湖水位的变化。湖水位通常在雨季或稍後上升，蒸发旺季下降。以冰川融水为主要补给的湖泊，水位的变化既与热季又与雨季相应。

世界湖泊分布很广，中国湖泊众多，面积大于1平方公里的约2300个，总面积达71000多平方公里。

纳木错

另一说为2848个，面积为83400平方公里。青海湖面积为4000多平方公里，是中国最大的湖泊。西藏的纳木错，湖面高程为4718米，在全球湖面积为1000平方公里以上的湖泊中，是海拔最高的湖泊。位于白头山上的天池(中国朝鲜界湖)，水深达373米，是中国最深的湖泊。柴达木盆地的察尔彝盐湖，以丰富的湖泊盐藏量著称于世。

火口湖

指蓄纳湖水的地表洼地。湖盆底部的原始地形及平面形态，在颇大程度上取决于湖盆成因。根据湖盆形成过程中起主导作用的因素，湖盆概括为以下几类：由地壳的构造运动(如断裂和褶皱等)形成的构造湖盆；因冰川的进退消长或冰体断裂和冰面受热不匀而形成的冰川湖盆；火山喷发后火口休眠形成的火口湖盆；山崩﹑滑坡或火山喷发使物质阻塞河谷或谷地形成的堰塞湖盆；水流冲淤或水的溶蚀作用形成的水成湖盆；由风力吹蚀形成的风成湖盆；此外尚有大陨石撞击地面形成的陨石湖盆等。

干盐湖

湖泊一旦形成；就受到外部自然因素和内部各种过程的持续作用而不断演变。入湖河流携带的大量泥沙和生物残骸年复一年在湖内沉积，湖盆逐渐淤浅，变成陆地，或随着沿岸带水生植物的发展；逐渐变成沼泽；干燥气候条件下的内陆湖由于气候变异，冰雪融水减少，地下水水位下降等，补给水量不足以补偿蒸发损耗，往往引起湖面退缩干涸，或盐类物质在湖盆内积聚浓缩，湖水日益盐化，最终变成干盐湖，某些湖泊因出口下切，湖水流出而干涸。此外，由于地壳升降运\动，气候变迁和形成湖泊的其他因素的变化，湖泊会经历缩小和扩大的反覆过程，不论湖泊的自然演变通过哪种方式，结果终将消亡。

湖泊的形态决定于其成因和发展过程。构造湖一般水深岸陡，但随着湖泊的变迁，有的构造湖的某

天池

些特征可逐渐消失。火口湖通常面积小，深度大。如中国长白山天池面积仅9.8平方公里，而深达373米。湖泊形态特征影响湖水的物理化学性质和水生生物的分布规律。

湖泊形态参数有：面积，一般系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。长度，沿湖面测定湖岸上相距最远两点之间的最短距离，根据湖泊形态，可能是直线长度，也可能是折线长度。宽度，分最大宽度和平均宽度，前者是近似垂直于长度线方向的相对两岸间最大的距离，后者为面积除以长度。岸线长度，指最高水位时的湖面边线长度。岸线发展系数，指岸线长度与等于该湖面积的圆的周长的比值。湖泊补给系数，湖泊流域面积与湖泊面积之比值。湖泊岛屿率，湖泊岛屿总面积与湖泊面积之比值。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。湖泊形态参数定量表征湖泊形态各个方面，是湖泊(水库)规划﹑设计和管理的基本数据，也可用来对比不同湖泊的水文特性。

按湖盆成因湖泊可分为：构造湖﹑冰川湖﹑火口湖和堰塞湖等。

冰川湖

按湖水排泄条件分：湖水通过江河排入海洋的外流湖和不能流入海洋的内陆湖。

按湖泊热状况分：湖水平均温度全年均在4℃以上，除秋冬全同温以外均为正分层的热带湖；湖水平均温度有时在4℃以上，有时在4℃以下，夏季正分层，冬季逆分层，春秋两季为全同温的温带湖，和平均温度全年均在4℃以下，除春夏全同温外均为逆分层的寒带湖。

按湖水上﹑下循环现象分：湖面终年封冻，湖水稳定无循环期的无循环湖，水温在4℃以下，仅在夏季出现一个循环期的冷单循环湖：水温在4℃以上，仅在冬季出现一个循环期的暖单循环湖；春秋两季经历两个循环期的双循环湖；水温在4℃以上，分层稳定﹑偶尔可能发生循环的寡循环湖；水温年变化小，分层弱，白昼获得充分热量，夜间散热产生循环的多循环湖。

按湖水矿化度分：矿化度〈1克/升的淡水湖；矿化度为1～35克/升的咸水湖；矿化度〉35克/升的盐湖。

按湖水中的营养物质分：富营养湖﹑中营养湖和贫营养湖。还有一些按其他标准划分的各类湖泊。

按运动要素随时间的变化的特性，分为周期性运动，如湖泊波浪﹑湖泊波漾﹑伴随波漾产生的湖

最大的内陆湖

流；非周期性运动，如漂流﹑吞吐流等。按运\动方式分为混和﹑湖流﹑增减水﹑波浪和波漾等。按运动发生在湖水中的垂直位置可分为表面运\动与内部运动。各种形式的运\动常互相影响，互相结合。湖水运动形式取决于湖水成层结构，内部密度分布，作用力的性质﹑历时﹑周期性﹑空间分布，湖盆形态等因素。外力作用停止後，湖水运\动受黏滞力与摩擦力作用和湖泊边界的阻碍而逐渐衰减，以至最后消失。

按变化规律分为周期性和非周期性两种，周期性的年变化主要取决于湖水的补给。降水补给的湖

太湖

泊，雨季水位最高，旱季最低；冰雪融水补给为主的高原湖泊，最高水位在夏季，最低在冬季；地下水补给的湖泊，水位变动一般不大。有些湖泊因受湖陆风﹑海潮﹑冻结和冰雪消融等影响产生周期性的日变化，非洲维多利亚湖因湖陆风作用，多年平均水位日间高于夜间9.9厘米。非周期性的变化往往是因风力﹑气压﹑暴雨等造成的。中国太湖在持续强劲的东北风作用下引起的增减水，在同一时段中，能使迎风岸水位上升1.1米，背风岸水位下降0.75米。此外，由于地壳变动﹑湖口河床下切和灌溉发电等人类活动也可使水位发生较大变化。

根据湖水所含主要离子的种类不同，湖水通常分为碳酸盐水﹑硫酸盐水和氯化物水等。湖水的化学

咸水湖

类型反映了随湖水含盐量变化而引起的水质变化过程。湖水含盐量地区差异悬殊，也有季节变化。中国的淡水湖泊主要集中在长江中﹑下游平原，湖水的矿化度一般为150～500毫克/升。咸水湖和盐湖主要分布在青藏高原﹑内蒙古和新疆地区。咸水湖的矿化度大多为1～20克/升，浓度有日益增高的趋势。盐湖的矿化度一般为300克/升左右，化学类型齐全。溶解气体中的氧﹑游离二氧化碳，水中氮﹑磷﹑硅﹑钾﹑锌﹑铁等生物营养元素和有机质的含量，对於湖中水生生物具有特别重要意义。

鄱阳湖

湖水是全球水资源的重要组成部分，地球上湖泊(包括淡水湖﹑咸水湖和盐湖)总面积约为2058700平方公里，总水量约176400立方公里，其中淡水储量约占52％，约为全球淡水储量的0.26％。湖水可以不断更新，不同湖泊的更新期不一，湖水更换期的长短取决于其容积和入湖﹑出湖年径流量。中国鄱阳湖水更新一次仅9.6天，太湖水更新一次约299天。湖泊淡水储量的地区分布很不均匀，贝加尔湖﹑坦噶尼喀湖和苏必利尔湖等40个世界大湖储存的淡水量占全球湖泊淡水总量的4/5。中国的鄱阳湖﹑洞庭湖﹑太湖﹑巢湖和洪泽湖的淡水总量约为553亿米。湖泊利于舟楫，是水路交通的重要组成部分。湖泊盛产鱼﹑虾﹑蟹﹑贝，生产莲﹑藕﹑菱﹑芡和芦苇等，是水产和轻工业原料的重要来源。湖泊作为旅游资源，正日益受到重视。湖泊资源的不合理开发会造成湖泊渔业资源衰减，湖泊面积缩小和湖泊周围土地的沼泽化等不良后果。