湖泊

在陸地表面上有一些周邊高、中間低，能夠蓄相當水量的天然窪地，我們稱它為湖泊（內陸盆地中流動緩慢或靜止的較大的水域）。世界很多地方都有湖泊，但以北半球高緯度及山區更多，尤其受近代冰川影響的地區。湖泊一般沿著坡降低緩、谷地寬平的河流出現，與河道變遷有關係。也有許多湖泊出現在接近海洋的低地，特別是濕潤氣候區。湖泊可以有淡水，也可以有鹹水。地球上全部淡水湖的水量約為全部地表水量的0.009%。一般鹹水湖出現在乾旱地區周圍土地富含鹽與鹼性物質的封閉盆地中；這些鹽分風化出來，溶解於水流入湖中，湖水蒸發后使鹽分比重增加。湖泊大小差別很大，不同的標準也很難使它們分清大小。北美洲的蘇必利爾湖是世界上湖水面積最大的淡水湖，而蓄水量最大的則是西伯利亞的貝加爾湖。

從地質史的時間尺度來看，湖泊的壽命是短暫的。一是河流帶入的各種沉積物從一開始就在填充著湖泊；一是湖水本身對湖盆的侵蝕在某種情況下會最終形成槽口，讓湖水排出去；一是湖中植物的生長與沉積可使淺湖變為沼澤或泥塘，最後成為乾地。人類破壞性地開發利用天然湖泊必然加速湖泊的退化過程，這是我們必須要認識到的。

湖泊的形成有很多因素，如火山活動可以形成火口湖、堰塞湖；地殼運動可以形成構造湖，這一類湖統稱為內力湖，意思是地球內部力量作用結果產生的湖泊。還有一種是外力湖，它是在流水、風、冰川等起主導作用的情況下形成的，如冰川湖、海成湖、河成湖、風成湖、岩溶湖等。

冰川湖是由於冰川將地表刨蝕出溝槽后，又由冰川所挾帶的沙石阻塞而形成的，位於美國和加拿大之間的五個相連的大湖，就是這樣形成的。中國青藏高原上有很多這樣的湖，那裡地曠人稀、天氣寒冷，湖水非常潔凈，雪山倒映其中宛如仙境。

構造湖是地殼運動造成地面斷裂凹陷，形成窪地，積水而成的湖泊。如位於東非大裂谷帶上的坦噶尼喀湖、中國的青海湖、亞洲北部的貝加爾湖等。

風成湖是由風力侵蝕形成窪地后積水而成的湖泊，這類湖面積小，湖水也不深，多分佈在於乾旱的沙漠地區。

河成湖是河流沖刷作用而形成的，海成湖是由衝擊平原與海灣沙洲封閉海灣而形成的湖泊，這類湖也叫瀉湖，我國著名的杭州西湖就是一個瀉湖。

岩溶湖是流水長期溶解可溶性岩石后形成的積水窪地。堰塞湖則是熔岩攔截河谷而形成的湖泊。火山口湖顧名思義是水積於死火山口的湖泊，這類湖一般都很深。

湖泊的存在離不開河流，只有大量的河水不斷地注入其中，湖泊才得以維繫。但是河水又會帶來大量的泥沙，在河流進入相對平靜的湖中后，泥沙會沉積在湖底，年長日久，湖水會越來越淺，隨著水生植物的繁殖，湖泊就會演變為沼澤。鄱陽湖曾經是我國的第一大湖，但目前它已經縮小成為第二。要使美麗的湖泊長久存在，保持河流沿岸的土壤不流失是最根本的方法，而其中植樹造林是至為關鍵的。

湖泊是在地質、地貌、氣候、流水等因素的綜合作用下形成的。在地殼構造運動﹑冰川作用﹑河流沖淤等地質作用下，地表形成許多凹地，積水成湖。露天採礦場凹地積水和攔河築壩形成的水庫也屬湖泊之列，稱人工湖。湖泊因其換流異常緩慢而不同於河流，又因與大洋不發生直接聯繫而不同於海。在流域自然地理條件影響下，湖泊的湖盆﹑湖水和水中物質相互作用，相互制約，使湖泊不斷演變。湖泊稱呼不一，多用方言稱謂。中國習慣用的陂﹑澤﹑池﹑海﹑泡﹑盪﹑淀﹑泊﹑錯和諾爾（淖爾）等都是湖泊之別稱。

古代漢語定義：湖與泊共為陸地水域，但湖指水面有蘆葦等水草的水域，泊指水面無蘆葦等水草的水域。“湖”字從水從胡。“胡”字從古從肉，本義為“遠古之人體毛濃密”，引申義為“外國人（胡人）”、“大鬍子”。“水”與“胡”聯合起來表示“水面長滿了像鬍鬚一樣的水生植物”。“泊”字從水從白。“白”本義為“虛空”、“空無一物”。“水”與“白”聯合起來表示“水面空無一物”。按《說文》對“湖”字的解說可知，古人對“湖”是利用它來灌溉農田。從漢語“泊船”、“泊位”、“停泊”等辭彙來看，可知古人對“泊”是利用它來航運。

現代地質學定義：陸地上窪地積水形成的﹑水域比較寬廣﹑換流緩慢的水體。內陸盆地中緩慢流動或不流動的水體。嚴格區分湖泊、池塘、沼澤、河流以及其他非海洋水體的定義還沒有完全建立起來，然而，一般可以認為，河流運動比較快；沼澤內生長著大量的草、樹或灌木；池塘比湖泊小。按照地質學定義，湖泊是暫時性水體。在全球水文循環過程中，淡水湖作用極小，其水量僅佔全球總水量的0.009％，尚不足陸地上淡水總量的0.0075％。然而，淡水湖98％以上的水量是可供利用的。全球湖泊淡水總量為125,000立方公里(30,000立方哩)，大約4/5的淡水儲存在40個大湖中。儘管湖泊遍布全世界，但北美洲、非洲和亞洲大陸的湖泊水量就佔世界湖水總量的70％，而其餘的大陸湖泊較少。

研究湖泊的科學是湖沼學，湖沼學家常根據湖盆形成過程來對湖泊和湖盆進行分類。特別大的湖盆是由構造作用即地殼運動形成的，晚中新世廣闊而和緩的地殼運動導致橫跨南亞和東南歐廣大內陸海的分離，現在殘存的內陸水體有裏海、鹹海以及為數眾多的小湖泊。構造上升可使陸地上天然水系受阻而形成湖盆，南澳大利亞的大盆地、中非的某些湖泊以及美國北部的山普倫湖都是這種作用的產物。此外，斷層也對湖盆的形成起著重要的作用，世界上最深的兩個湖泊貝加爾湖和坦干伊喀湖的湖盆就是由地塹的複合體形成的。這兩個湖泊以及其他的地塹湖，特別是在東非裂谷里的那些湖泊和紅海都是近代湖泊中最古老的。火山活動可以形成各種類型的湖盆，主要類型為位於現存的火山口或其殘跡中的火口湖。俄勒岡的火口湖就是典型的例子。

湖盆還可由山崩物質堵塞河谷而形成，但這種湖盆可能是暫時性的。冰川作用可以形成大量的湖。

湖泊沉積物主要是由碎屑物質(黏土、淤泥和砂粒)、有機物碎屑、化學沉澱或是這些物質的混合物所組成。每一種沉積物的相對數量取決於流域的自然條件、氣候以及湖泊的相對年齡。湖泊中主要的化學沉積物有鈣、鈉、碳酸鎂、白雲石、石膏、石鹽以及硫酸鹽類。含有高濃度硫酸鈉的湖泊稱為苦湖，含有碳酸鈉的湖泊稱為鹼湖。

由於不同湖盆侵蝕產物的化學性質不同，因此，世界上湖泊的化學成分也是千變萬化的，但在大多數情況下，主要成分卻是相似的。湖泊含鹽量系指湖水中離子總的濃度，通常含鹽量是根據鈉、鉀、鎂、鈣、碳酸鹽、矽酸鹽以及鹵化物的濃度來計算。內陸海有很高的含鹽量。猶他州大鹽湖含鹽量大約為每升20萬毫克。

湖水最大密度的溫度是隨深度變化的，大多數湖水最大密度溫度接近於4℃(39℉)，而在接近0℃時形成冰，當湖泊隨著表面冷卻降到4℃時，垂直混合發生。如果密度隨深度增加，則湖泊被認為是穩定的；如果密度隨深度減小，則表明湖泊存在著不穩定的條件。由於冷卻和增溫過程，表面水層密度增加，使水團下沉，引起混合，這一現象稱為湖水循環或湖水對流。湖泊熱量估算包括以下幾個主要因素：凈射入的太陽輻射，由湖泊表面和大氣散射的長波輻射的凈交換，表面分界面上可感熱的輸送和潛熱過程，以及通過河川徑流、降水、地下水流入和流出的熱量，地熱的傳導和動能的消耗。

引起湖水運動的力主要有：風力、水力梯度及造成水平或垂直密度梯度引起的力。湖面風將能量傳給湖水，引起湖水運動。由水流進出湖泊而引起水力效應。湖水內部壓力梯度及由水溫、含沙量或溶解質濃度變化造成的密度梯度都能引起湖水運動。

湖流是各種力相互作用的結果，但在許多情況下少數特定的力起著支配作用。當沒有水平壓力梯度，沒有摩擦時，水平流受地轉偏向力影響，北半球將偏向右。在壓力梯度起支配作用時，則這種力與地轉偏向力相結合形成所謂地轉流。這種情況只出現在很大的湖泊中。由於風力作用或氣壓梯度使水面傾斜而產生梯度流。由風力引起的湖流最為普遍。在大的深水湖中，理論上表面流流向將沿著風向右偏45°，及到深層，流速逐漸減弱，且進一步向右偏。在風力影響不能到達的深度以下，水流的方向與風向相反。對於中緯度大而深的湖泊這種深度約為100公尺(328呎)。蘭米爾(Langmuir)環流是風在水面引起的一種小型環流現象，颳風時，可以觀察到水面上產生許多平行波紋，而且可以延續到相當遠的距離，在波紋處出現相對下沉，波紋之間則相對上升，這種環流現象也可以由湖內熱力混合下沉而造成。

湖中波浪多是由湖面風引起的。風吹到平靜的湖面上，首先使廣闊的湖面產生波動和波紋，形成比較有規則、範圍較小且向同一方向擴展的表面張力波。波高的增加與風速、作用持續時間及吹程呈函數關係。然而即使在最大的湖泊中，也不會出現海洋中的波濤現象。湖面波浪沿著風向且與波浪頂峰垂直方向傳播，若波長超過水深的4倍，波速近似等於水深與重力加速度乘積的平方根；若水深較大時，波速與波長的平方根成正比。由於持久的風力和氣壓梯度造成湖面傾斜，當外力作用停止時將引起湖水流動，使湖而復原。這一過程稱靜振。基本的靜振為單節的，但如發生諧波，則亦可能是多節的。如風沿狹長的湖泊長軸勁吹，則多出現縱向靜振，而橫穿狹窄湖面則多出現橫向靜振。湖泊內部靜振是由熱力分層現象引起的。

湖泊主要通過入湖河川徑流、湖面降水和地下水而獲得水量。湖泊分不流通湖(無地表或地下出口)和流通湖(有地表或地下出口)兩種。不流通湖湖水耗於蒸發而導致湖水含鹽量增加，流通湖湖水通過地表或地下徑流流走，湖水量收支的凈差額，隨入流量和出流量的周期性或非周期性的變化而變化，這種差額引起了湖水位的變化。湖水位通常在雨季或稍後上升，蒸發旺季下降。以冰川融水為主要補給的湖泊，水位的變化既與熱季又與雨季相應。

分類按湖盆成因湖泊可分為：構造湖﹑冰川湖﹑火口湖和堰塞湖等。湖水排泄條件分：湖水通過江河排入海洋的外流湖和不能流入海洋的內陸湖。按湖泊熱狀況分：湖水平均溫度全年均在4℃以上，除秋冬全同溫以外均為正分層的熱帶湖；湖水平均溫度有時在4℃以上，有時在4℃以下，夏季正分層，冬季逆分層，春秋兩季為全同溫的溫帶湖，和平均溫度全年均在4℃以下，除春夏全同溫外均為逆分層的寒帶湖。按湖水上﹑下循環現象分：湖面終年封凍，湖水穩定無循環期的無循環湖，水溫在4℃以下，僅在夏季出現一個循環期的冷單循環湖：水溫在4℃以上，僅在冬季出現一個循環期的暖單循環湖；春秋兩季經歷兩個循環期的雙循環湖；水溫在4℃以上，分層穩定﹑偶爾可能發生循環的寡循環湖；水溫年變化小，分層弱，白晝獲得充分熱量，夜間散熱產生循環的多循環湖。按湖水礦化度分：礦化度〈1克/升的淡水湖；礦化度為1～35克/升的鹹水湖；礦化度〉35克/升的鹽湖。按湖水中的營養物質分：富營養湖﹑中營養湖和貧營養湖。還有一些按其他標準劃分的各類湖泊。分佈世界湖泊分佈很廣，中國湖泊眾多，面積大於1平方公里的約2300個，總面積達71000多平方公里。另一說為2848個，面積為83400平方公里。青海湖面積為4000多平方公里，是中國最大的湖泊。西藏的納木錯，湖面高程為4718米，在全球湖面積為1000平方公里以上的湖泊中，是海拔最高的湖泊。位於白頭山上的天池(中國朝鮮界湖)，水深達373米，是中國最深的湖泊。柴達木盆地的察爾彝鹽湖，以豐富的湖泊鹽藏量著稱於世。演變湖泊一旦形成；就受到外部自然因素和內部各種過程的持續作用而不斷演變。入湖河流攜帶的大量泥沙和生物殘骸年復一年在湖內沉積，湖盆逐漸淤淺，變成陸地，或隨著沿岸帶水生植物的發展；逐漸變成沼澤；乾燥氣候條件下的內陸湖由於氣候變異，冰雪融水減少，地下水水位下降等，補給水量不足以補償蒸發損耗，往往引起湖面退縮乾涸，或鹽類物質在湖盆內積聚濃縮，湖水日益鹽化，最終變成干鹽湖，某些湖泊因出口下切，湖水流出而乾涸。此外，由於地殼升降運\動，氣候變遷和形成湖泊的其他因素的變化，湖泊會經歷縮小和擴大的反覆過程，不論湖泊的自然演變通過哪種方式，結果終將消亡。資源湖水是全球水資源的重要組成部分，地球上湖泊(包括淡水湖﹑鹹水湖和鹽湖)總面積約為2058700平方公里，總水量約176400立方公里，其中淡水儲量約佔52％，約為全球淡水儲量的0.26％。湖水可以不斷更新，不同湖泊的更新期不一，湖水更換期的長短取決於其容積和入湖﹑出湖年徑流量。中國鄱陽湖水更新一次僅9.6天，太湖水更新一次約299天。湖泊淡水儲量的地區分佈很不均勻，貝加爾湖﹑坦噶尼喀湖和蘇必利爾湖等40個世界大湖儲存的淡水量佔全球湖泊淡水總量的4/5。中國的鄱陽湖﹑洞庭湖﹑太湖﹑巢湖和洪澤湖的淡水總量約為553億米。湖泊利於舟楫，是水路交通的重要組成部分。湖泊盛產魚﹑蝦﹑蟹﹑貝，生產蓮﹑藕﹑菱﹑芡和蘆葦等，是水產和輕工業原料的重要來源。湖泊作為旅遊資源，正日益受到重視。湖泊資源的不合理開發會造成湖泊漁業資源衰減，湖泊面積縮小和湖泊周圍土地的沼澤化等不良後果。

湖（太湖、杭州西湖）泊（羅布泊、梁山泊）

池（滇池、阜康天池）盪（元盪、黃天盪）

淀（白洋淀）漾（麻漾、金魚漾）

氿（東氿、西氿）泡（月亮泡、查干泡）

海（洱海、草海、居延海）錯（納木錯、羊卓雍錯）

諾爾（查哈諾爾、騰格爾諾爾）茶卡（伊布茶卡、扎布耶茶卡）

淖（察汗淖、九連城淖）窪（團泊窪、文安窪）

潭（日月潭、商秧潭）海子（鹽海子、鹼海子）

庫勒（阿克蘇庫勒、硝爾庫勒）塘（官塘、大葦塘）

浣（庫水浣）

按變化規律分為周期性和非周期性兩種，周期性的年變化主要取決於湖水的補給。降水補給的湖 泊，雨季水位最高，旱季最低；冰雪融水補給為主的高原湖泊，最高水位在夏季，最低在冬季；地下水補給的湖泊，水位變動一般不大。有些湖泊因受湖陸風﹑海潮﹑凍結和冰雪消融等影響產生周期性的日變化，非洲維多利亞湖因湖陸風作用，多年平均水位日間高於夜間9.9厘米。非周期性的變化往往是因風力﹑氣壓﹑暴雨等造成的。中國太湖在持續強勁的東北風作用下引起的增減水，在同一時段中，能使迎風岸水位上升1.1米，背風岸水位下降0.75米。此外，由於地殼變動﹑湖口河床下切和灌溉發電等人類活動也可使水位發生較大變化。

湖泊的形態決定於其成因和發展過程。構造湖一般水深岸陡，但隨著湖泊的變遷，有的構造湖的某

些特徵可逐漸消失。火口湖通常面積小，深度大。如中國長白山天池面積僅9.8平方公里，而深達373米。湖泊形態特徵影響湖水的物理化學性質和水生生物的分佈規律。

湖泊形態參數有：面積，一般系指最高水位時的湖面積。容積，指湖盆儲水的體積，它隨水位而變化。長度，沿湖面測定湖岸上相距最遠兩點之間的最短距離，根據湖泊形態，可能是直線長度，也可能是折線長度。寬度，分最大寬度和平均寬度，前者是近似垂直於長度線方向的相對兩岸間最大的距離，後者為面積除以長度。岸線長度，指最高水位時的湖面邊線長度。岸線發展係數，指岸線長度與等於該湖面積的圓的周長的比值。湖泊補給係數，湖泊流域面積與湖泊面積之比值。湖泊島嶼率，湖泊島嶼總面積與湖泊面積之比值。最大深度，最高水位與湖底最深點的垂直距離。平均深度，湖泊容積與相應的湖面積之商。湖泊形態參數定量表徵湖泊形態各個方面，是湖泊(水庫)規劃﹑設計和管理的基本數據，也可用來對比不同湖泊的水文特性。

湖盆指蓄納湖水的地表窪地。湖盆底部的原始地形及平面形態，在頗大程度上取決於湖盆成因。根據湖盆形成過程中起主導作用的因素，湖盆概括為以下幾類：由地殼的構造運動(如斷裂和褶皺等)形成的構造湖盆；因冰川的進退消長或冰體斷裂和冰面受熱不勻而形成的冰川湖盆；火山噴發后火口休眠形成的火口湖盆；山崩﹑滑坡或火山噴發使物質阻塞河谷或谷地形成的堰塞湖盆；水流沖淤或水的溶蝕作用形成的水成湖盆；由風力吹蝕形成的風成湖盆；此外尚有大隕石撞擊地面形成的隕石湖盆等。

湖水運動按運動要素隨時間的變化的特性，分為周期性運動，如湖泊波浪﹑湖泊波漾﹑伴隨波漾產生的湖 流；非周期性運動，如漂流﹑吞吐流等。按運\動方式分為混和﹑湖流﹑增減水﹑波浪和波漾等。按運動發生在湖水中的垂直位置可分為表面運\動與內部運動。各種形式的運\動常互相影響，互相結合。湖水運動形式取決於湖水成層結構，內部密度分佈，作用力的性質﹑歷時﹑周期性﹑空間分佈，湖盆形態等因素。外力作用停止後，湖水運\動受黏滯力與摩擦力作用和湖泊邊界的阻礙而逐漸衰減，以至最後消失。

湖水物理特徵1、湖水熱學特性

湖面吸收太陽能，獲得熱量，而通過水麵蒸發﹑水面有效輻射和水面與大氣的對流熱交換等失去熱量。湖泊熱量的輸送和交換，可以用湖泊熱量平衡方程來表達和計算(見湖水熱動態)。由於湖泊熱量平衡的某些要素(如湖泊蒸發率)不易精確測定，因而通常用水溫來表達湖中的熱動態。太陽輻射主要是增高湖水表層的溫度，而下層湖水的溫度變化主要是湖水對流和紊動混合造成的。湖水因溫度不同也可造成密度差異，在水層不穩定狀態下產生對流循環，在對流循環達到的深度以上，水溫趨於一致。風的擾動可使淺水湖泊在任何季節產生同溫現象；而風的擾動對於深水湖泊只能涉及湖水上層，因而在垂向上會產生上層與下層不同的溫度分佈。上﹑下水層之間溫度變化急劇的中間層稱為溫躍層。湖水溫度具有一定的年變化和日變化，這種變化在湖水表層最為明顯，隨著深度的增加而減弱。湖水的冰點取決於湖水鹽度和靜水壓力。此外，湖水結冰還與風力有關，在相同的氣候條件下，不同的湖泊或者一個湖泊中的不同部分，結冰現象並非同時出現(見湖泊冰情)。2、湖水的輻射和光學特性

湖水的輻射特性決定湖水溫度，影響湖水物理化學性質的分佈，而湖水中各種生物的繁殖﹑生長和發展也都與湖水輻射特性有關。射在湖面的太陽光部分進入水體，部分被反射。進入水體內的太陽光部分被吸收，部分散射，即使在淺水湖泊中也只有很少一部分透過水層被湖底吸收。射入湖水中的太陽光極大部分為水的最上層所吸收，只有1～30％達到1米深處的水層，透入5米深處的只有0～5％，而進入10米深處的不足1％。湖水吸收太陽光和使太陽光散射的能力與水中的各種懸浮質的數量和顆粒大小有關，懸浮質越多﹑顆粒越大，對光的吸收和散射能力越強，同時散射到水面的分量也越小。光線透入水中的深度，隨湖水的混濁度增加而減少(見湖水光學現象)。在渾濁不清的湖水中光線只能深入數米，而在清澈的湖水中，200米深水中尚能存在微弱的光線。湖水化學特性根據湖水所含主要離子的種類不同，湖水通常分為碳酸鹽水﹑硫酸鹽水和氯化物水等。湖水的化學 類型反映了隨湖水含鹽量變化而引起的水質變化過程。湖水含鹽量地區差異懸殊，也有季節變化。中國的淡水湖泊主要集中在長江中﹑下游平原，湖水的礦化度一般為150～500毫克/升。鹹水湖和鹽湖主要分佈在青藏高原﹑內蒙古和新疆地區。鹹水湖的礦化度大多為1～20克/升，濃度有日益增高的趨勢。鹽湖的礦化度一般為300克/升左右，化學類型齊全。溶解氣體中的氧﹑遊離二氧化碳，水中氮﹑磷﹑硅﹑鉀﹑鋅﹑鐵等生物營養元素和有機質的含量，對於湖中水生生物具有特別重要意義。