湖水运动
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。
湖泊水位
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。
湖水热学特性
湖面吸收太阳能﹐获得热量﹐而通过水面蒸发﹑水面有效辐射和水面与大气的对流热交换等失去热量。湖泊热量的输送和交换﹐可以用湖泊热量平衡方程来表达和计算(见湖水热动态)。由於湖泊热量平衡的某些要素(如湖泊蒸发率)不易精确测定﹐因而通常用水温来表达湖中的热动态。太阳辐射主要是增高湖水表层的温度﹐而下层湖水的温度变化主要是湖水对流和紊动混合造成的。湖水因温度不同也可造成密度差异﹐在水层不稳定状态下产生对流循环﹐在对流循环达到的深度以上﹐水温趋于一致。风的扰动可使浅水湖泊在任何季节产生同温现象﹔而风的扰动对于深水湖泊只能涉及湖水上层﹐因而在垂向上会产生上层与下层不同的温度分布。上﹑下水层之间温度变化急剧的中间层称为温跃层。湖水温度具有一定的年变化和日变化﹐这种变化在湖水表层最为明显﹐随著深度的增加而减弱。湖水的冰点取决于湖水盐度和静水压力。此外﹐湖水结冰还与风力有关﹐在相同的气候条件下﹐不同的湖泊或者一个湖泊中的不同部分﹐结冰现象并非同时出现(见湖泊冰情)。
湖水的辐射和光学特性
湖水的辐射特性决定湖水温度﹐影响湖水物理化学性质的分布﹐而湖水中各种生物的繁殖﹑生长和发展也都与湖水辐射特性有关。射在湖面的太阳光部分进入水体﹐部分被反射。进入水体内的太阳光部分被吸收﹐部分散射﹐即使在浅水湖泊中也只有很少一部分透过水层被湖底吸收。射入湖水中的太阳光极大部分为水的最上层所吸收﹐只有 1～30％达到1米深处的水层﹐透入5米深处的只有0～5％﹐而进入10米深处的不足 1％。湖水吸收太阳光和使太阳光散射的能力与水中的各种悬浮质的数量和颗粒大小有关﹐悬浮质越多﹑颗粒越大﹐对光的吸收和散射能力越强﹐同时散射到水面的分量也越小。光线透入水中的深度﹐随湖水的混浊度增加而减少(见湖水光学现象)。在浑浊不清的湖水中光线只能深入数米﹐而在清澈的湖水中﹐200米深水中尚能存在微弱的光线。
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。
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。
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