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湖水的存在必須有賴於盛裝湖水的湖盆，有了低洼的湖盆，才會積水成湖，湖盆是湖水形成與存在的基礎。

分類

湖的形成可以分為以下主要類型：

• 1、由於地殼運動，地面上出現深大谷地，積水之後形成湖泊叫做構造湖；
• 2、冰川的刨蝕，使地面上出現窪地，積水成湖叫做冰蝕湖；
• 3、冰川末端融化後，冰川攜帶的岩塊、泥沙堆積成一條堤壩，堤壩之上水流蓄積形成的湖泊叫做冰湖；
• 4、過去的海灣演變成的湖；
• 5、火山噴發時，岩漿流入河道，冷卻凝固後會形成截斷河流的攔水壩，壩的上方蓄水成湖，這種湖叫火山堰塞湖;
• 6、火山口積水形成的湖泊，叫火口湖。

湖水的集成則是由雨水和河流在地面低洼處匯集而來，恰如左河水在《湖河水》一詩中所形象地描寫的：「春風化雨過山坡，溪澗潺潺一路歌。四面歸途合奮涌，萬方志向匯湖河。」因此，湖水主要源自於雨水。

熱量平衡

指一定時段內湖泊或其部分水域的熱量收支狀況。一定時段內熱量收入與支出之差等於該湖泊或其部分水域蓄熱量的變量。收入項主要有：湖水吸收太陽淨輻射、大氣長波輻射、湖面降水帶來的熱量、由於湖面凝結放出的潛熱量、大氣通過對流傳給湖水的熱量、湖水自湖盆吸收的熱量和入湖徑流帶來的熱量。支出項主要有：湖水長波輻射、湖水蒸發損失的熱量、湖水傳給大氣和湖盆的熱量、湖冰消融消耗的熱量和出湖徑流帶走的熱量等。湖中生物作用和化學反應的熱量，風浪和湖流消耗的熱量，湖岸輻射等熱量甚微，一般略而不計。上述收入項與各支出項之差，即為湖泊蓄熱量的變化。

水溫的空間分布

湖泊水溫的垂向和橫向分布均有變化。變化的原因，一是水氣交界面上的增溫與降溫;另一是湖泊內部熱量的再分配。一般，湖水在溫度接近4°C時密度最大，當密度隨深度增加時，湖水穩定；密度隨深度減小時，產生對流混合，發生上下循環，或稱翻轉。如融冰之後，湖水增溫，表面水的密度增加，水團下沉，湖水上下循環。當湖面增溫至 4°C以上，上下循環終止。秋冬時期，湖水冷卻，也發生類似過程，當湖面冷卻至4°C以下時，這一過程即告停止。

面積

湖水面積是指湖水邊界範圍內的面積。當湖水水位升高時，湖水面積增大；水位降低時，湖水面積減少，二者呈函數關係，一般用水位--面積關係曲線表示這種特性。為了計算湖水體積，必須知道各等深線所包圍的面積，即不同等深線時各深度上的水面面積。精確地量測湖水面積的方法，通常採用求積儀法。若湖中有島嶼分布時則必須量出湖泊總面積和各島嶼之面積，二者之差才是湖水面積。以平方公里計。

分層

一般根據深度把，把湖分為四層:0-6米為最上水層，6-8米為水溫過渡層，8-15米為變溫層，15米以下為均溫層。

水溫的時間變化

湖水的溫度有日變化和年變化。

日變化

表層湖水最低溫度一般出現在5～8時，最高水溫出現在14～18時。表層水溫的日變化幅度較大，且因季節和地區不同而異。中、下層湖水因水的熱導率小，日變幅隨深度逐漸減小。中、下層湖水變化比上層湖水的溫度變化滯後。表面水溫日變幅約為湖面氣溫日變幅的20～70％。

年變化

溫帶雙循環湖一年內的水溫變化可分為四個階段：春季增溫期，自熱量平衡收入項大於支出項時開始。在開敞的湖泊，水溫由一年中最低點開始穩步上升，在封凍的湖泊，則自水面冰雪消融完後，水溫即逐步上升；夏季增溫期，水溫持續上升，最高水溫出現在7月或8月，與氣溫極值比較，滯後半個月至1個月；秋季冷卻期，自湖水收入的熱量小於支出的熱量開始，水溫逐漸下降；冬季冷卻期，水溫持續下降，在結冰的湖泊，直至零度，水面結冰。在不結冰的湖泊，1、2月份出現最低溫度。湖泊水溫年變化比氣溫年變化幅度小。

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