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湖水的存在必须有赖于盛装湖水的湖盆，有了低洼的湖盆，才会积水成湖，湖盆是湖水形成与存在的基础。

分类

湖的形成可以分为以下主要类型：

• 1、由于地壳运动，地面上出现深大谷地，积水之后形成湖泊叫做构造湖；
• 2、冰川的刨蚀，使地面上出现洼地，积水成湖叫做冰蚀湖；
• 3、冰川末端融化后，冰川携带的岩块、泥沙堆积成一条堤坝，堤坝之上水流蓄积形成的湖泊叫做冰湖；
• 4、过去的海湾演变成的湖；
• 5、火山喷发时，岩浆流入河道，冷却凝固后会形成截断河流的拦水坝，坝的上方蓄水成湖，这种湖叫火山堰塞湖;
• 6、火山口积水形成的湖泊，叫火口湖。

湖水的集成则是由雨水和河流在地面低洼处汇集而来，恰如左河水在《湖河水》一诗中所形象地描写的：“春风化雨过山坡，溪涧潺潺一路歌。四面归途合奋涌，万方志向汇湖河。”因此，湖水主要源自于雨水。

热量平衡

指一定时段内湖泊或其部分水域的热量收支状况。一定时段内热量收入与支出之差等于该湖泊或其部分水域蓄热量的变量。收入项主要有：湖水吸收太阳净辐射、大气长波辐射、湖面降水带来的热量、由于湖面凝结放出的潜热量、大气通过对流传给湖水的热量、湖水自湖盆吸收的热量和入湖径流带来的热量。支出项主要有：湖水长波辐射、湖水蒸发损失的热量、湖水传给大气和湖盆的热量、湖冰消融消耗的热量和出湖径流带走的热量等。湖中生物作用和化学反应的热量，风浪和湖流消耗的热量，湖岸辐射等热量甚微，一般略而不计。上述收入项与各支出项之差，即为湖泊蓄热量的变化。

水温的空间分布

湖泊水温的垂向和横向分布均有变化。变化的原因，一是水气交界面上的增温与降温;另一是湖泊内部热量的再分配。一般，湖水在温度接近4°C时密度最大，当密度随深度增加时，湖水稳定；密度随深度减小时，产生对流混合，发生上下循环，或称翻转。如融冰之后，湖水增温，表面水的密度增加，水团下沉，湖水上下循环。当湖面增温至 4°C以上，上下循环终止。秋冬时期，湖水冷却，也发生类似过程，当湖面冷却至4°C以下时，这一过程即告停止。

面积

湖水面积是指湖水边界范围内的面积。当湖水水位升高时，湖水面积增大；水位降低时，湖水面积减少，二者呈函数关系，一般用水位--面积关系曲线表示这种特性。为了计算湖水体积，必须知道各等深线所包围的面积，即不同等深线时各深度上的水面面积。精确地量测湖水面积的方法，通常采用求积仪法。若湖中有岛屿分布时则必须量出湖泊总面积和各岛屿之面积，二者之差才是湖水面积。以平方公里计。

分层

一般根据深度把，把湖分为四层:0-6米为最上水层，6-8米为水温过渡层，8-15米为变温层，15米以下为均温层。

水温的时间变化

湖水的温度有日变化和年变化。

日变化

表层湖水最低温度一般出现在5～8时，最高水温出现在14～18时。表层水温的日变化幅度较大，且因季节和地区不同而异。中、下层湖水因水的热导率小，日变幅随深度逐渐减小。中、下层湖水变化比上层湖水的温度变化滞后。表面水温日变幅约为湖面气温日变幅的20～70％。

年变化

温带双循环湖一年内的水温变化可分为四个阶段：春季增温期，自热量平衡收入项大于支出项时开始。在开敞的湖泊，水温由一年中最低点开始稳步上升，在封冻的湖泊，则自水面冰雪消融完后，水温即逐步上升；夏季增温期，水温持续上升，最高水温出现在7月或8月，与气温极值比较，滞后半个月至1个月；秋季冷却期，自湖水收入的热量小于支出的热量开始，水温逐渐下降；冬季冷却期，水温持续下降，在结冰的湖泊，直至零度，水面结冰。在不结冰的湖泊，1、2月份出现最低温度。湖泊水温年变化比气温年变化幅度小。

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