湖泊气候

对於湖中水生生物具有特别重要意义。

　　分布

　　有湖泊存在的地方就会形成湖泊气候。陆地上洼地积水形成的水域宽阔、水量交换缓慢的水体。为地表水的一个组成部分，因其水量交换缓慢和不与大洋发生直接联系而区别于河流和海。按成因分为构造湖、火山口湖、阻塞湖、河成湖、风成湖、冰成湖和人工湖(水库);按补给条件分为有源湖和无源湖;按排泄条件分为外流湖和内流湖;按湖水含盐度分为淡水湖、咸水湖和盐湖;按湖水中的营养物质分为贫养湖、富养湖和腐殖质贫养湖;还可按湖水循环现象或热状况划分为各种类型。

　　世界湖泊分布很广，以北美和北欧的分布较为集中，总面积达210万公里，占全球大陆面积的1.4%。中国湖泊总面积达8万公里2以上，面积大于1公里的有2800多个，主要分布于东部平原、青藏高原、蒙新地区、云贵地区及东北地区。湖泊蕴藏着大量的水能、水利、矿产、水生生物等资源，可用于灌溉、航运、发电、调节径流、化工生产、渔业生产和旅游观光等。湖泊是湖盆、湖水和水中物质相互作用的自然综合体，在外部因素和内部过程的持续作用下不断演变。入湖河流携带的大量泥沙和生物残骸逐年沉积，使湖盆淤浅成陆地;沿岸水生植物的大量生长，使湖泊逐渐变成沼泽;内陆湖往往因气候变异而引起盐分聚积浓缩，最终变成干盐湖。此外，地壳升降运动、气候变迁等其他因素的变化，也都会使湖泊面积发生变化

　　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。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。

　　湖沼学

　　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。

　　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。

　　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。