简介
湖水中的物理化学现象的发生、发展和变化。湖水物理现象是指湖泊水量平衡、水位升降、湖水运动、湖水光学、湖水热学与冰情等;化学现象则为湖水矿化度、硬度、主要离子、溶解气体、有机质以及微量元素等。
早在二千多年以前， 中国就开始对湖泊水文有所认识。公元前221年以前的《禹贡》就记载着湖泊水文情况。从1912年开始洪泽湖就有了水位观测。20世纪60年代以后， 结合湖泊综合调查，开展了湖泊水文研究。赫罗塔斯(Herodotus)曾在438年记录了里海的水位情况。1892～1904年福雷尔(F.A.Forel)在他的关于日内瓦湖的三卷著作中，系统的阐述了湖泊水文特性。随着生产的发展，经济利用的需要，人们对湖泊水文的研究逐渐深入，认识不断深化。
湖泊水量 地球上湖泊蓄水量为176.4万亿立方米，占全球总水量的0.013%。其中淡水储量为91万亿立方米，占全球淡水总量的0.26%。湖泊淡水储量在地球上的分布很不均匀。北美、非洲和亚洲大陆上的湖泊约占70%。北美苏必利尔等五大淡水湖群约占24%。
世界著名湖泊列于表1。
表1 世界主要湖泊形态特征简表
| 湖 名 | 国 家 |
面 积 (平方 公里) |
最大 水深 (米) |
容 积 (立方 公里) |
|
里海 苏必利尔湖 维多利亚湖 |
苏联、 伊朗 加拿大、 美国 坦桑尼亚、肯尼亚、乌 干达 |
374000 82680 69000 |
1025 406 92 |
78200 11600 2700 |
|
咸海 休伦湖 密执安湖 坦噶尼喀湖 |
苏联 加拿大、 美国 美国 坦桑尼亚、扎伊尔、赞 比亚、 卢旺达、 布隆迪 |
64100 59800 58100 32900 |
68 229 281 1435 |
1020 3580 4680 18900 |
|
贝加尔湖 马拉维湖 |
苏联 马拉维、莫桑比克、坦 桑尼亚 |
31500 30900 |
1741 706 |
23000 7725 |
|
大熊湖 大奴湖 伊利湖 温尼伯湖 安大略湖 拉多加湖 马拉开波湖 |
加拿大 加拿大 加拿大、 美国 加拿大 加拿大、 美国 苏联 委内瑞拉 |
30200 27200 25700 24600 19000 17700 13300 |
137 156 64 19 236 230 35 |
1010 1070 545 127 1710 908 |
中国湖泊总蓄水量约为7330亿立方米，其中淡水储量约为2210亿立方米。地区分布为： 青藏高原占44.2%，东部平原地区占32.8%，云贵高原占13.4%，其它地区仅占9.6%。中国主要湖泊列于表2。
湖泊从大气降水、入湖地表，地下径流等途径源源补给水量，而以湖面蒸发， 出湖地表、地下径流以及工农业用水等形式不断支出水量，从而导致湖泊水量的时空变化。在某一时段内湖水量的变化，可应用湖泊水量平衡方程表达和计算(见水文平衡)。吞吐湖泊，一般对江河具有调节功能，可以起到减轻干旱、洪涝灾害的作用。如中国鄱阳湖在洪水期间，出湖洪峰流量为入湖洪峰流量的80～60%，出湖洪峰较入湖洪峰滞后1～4天。湖泊对江河调节功能的大小，可用调节系数即湖泊的调节容积(水位较差乘湖水面积)
与江河年径流量之比值来表示。
湖泊水位 引起湖泊水位变化的主要因素是进出水量的差异和水面状态的变化。若进湖水量多于出湖水量，水位上升，反之则下降;若湖面在外力作用下形成增减水改变了原有的水面状态，增水岸水位上升，减水岸水位下降，但这种水位变化与前者不同，无水量的变化。湖水位变化有周期性和非周期性之分。周期性的年变化取决于水源补给， 主要以地表径流补给的湖泊，其水位以雨季最高，旱季最低;主要以冰川和冰雪融水补给的湖泊， 以高温季节水位最高，低温季节水位最低;主要以地下径流补给的湖泊，水位的年变化不甚明显。周期性的日变化可由湖陆风、潮
水、 冰雪融化等影响产生。 非周期性的变化往往由于暴风骤雨，气压突变， 地震等因素使湖水产生增减水、定振波等运动所致。 某些湖泊、 筑坝修闸， 人工调节水量， 其水位变化规律不同于天然湖泊， 水位年变幅的大小， 主要取决于湖泊当地的自然地理条件及其补给条件。
表2 中国主要湖泊形态特征简表
| 湖 名 |
湖面高程 (米) |
面 积 (平方 公里) |
最 大 水 深 (米) |
容 积 (亿立 方米) |
水质 状况 |
|
鄱 阳 湖 洞 庭 湖 太 湖 洪 泽 湖 南 四 湖 巢 湖 日 月 潭 |
21.0 34.5 3.0 13.0 35.5～37.0 10.0 760 |
3583.0 2820.0 2420.0 2151.0 1266.0 820.0 7.7 |
16.0 30.8 4.8 5.5 6.0 5.0 |
248.9 188.0 48.7 41.9 53.6 36.0 1.4 |
淡 淡 淡 淡 淡 淡 |
|
青 海 湖 纳 木 错 奇 林 错 扎日南木错 |
3196.0 4718.0 4530.0 4613.0 |
4635.0 1940.0 1640.0 1000.0 |
28.7 35.0 33.0 |
854.4 |
咸 咸 咸 咸 |
|
鄂 陵 湖 扎 陵 湖 呼 伦 池 艾 比 湖 |
4268.7 4293.2 545.5 189.0 |
610.7 526.0 2315.0 1070.0 |
30.7 13.1 8.0 |
107.6 46.7 131.3 |
淡 淡 咸 盐水 |
|
博斯腾湖 贝 尔 湖 (中蒙界湖) |
1048.0 |
1019.0 608.5 |
15.7 |
99.0 54.8 |
咸 |
| 艾 丁 湖 | -154.0 | 124.0 | 盐水 | ||
|
兴 凯 湖 (中苏界湖) |
69.0 | 4380.0 | 27.1 | ||
| 连 环 泡 | 139.0 | 276.2 | 4.6 | 6.1 | |
|
白头山天池 (中朝界湖) |
2194.0 | 9.8 | 373.0 | 20.0 | 淡 |
| 滇 池 | 1885.0 | 330 | 8.0 | 15.7 | 淡 |
湖水运动 湖水受风力、 梯度力等作用产生的湖流、 混和、 波浪、 波漾和增减水等现象。 ①湖流。 湖流是湖水按一定方向的前进运动， 按其成因可分为下列几种类型： 入湖河水使湖水面发生倾斜， 形成水力梯度而出现梯度流， 亦称重力流; 湖水受热不均或水化学成分分布不同， 发生密度差异而出现密度流; 风力作用于湖面， 驱使湖水流动称为风生流或称漂流;挟带泥沙的河水流入湖泊产生异重流等呈曲线运动的湖流称环流。 环流， 按其空间路线有垂直环流和平面环流。 ②混和。 水层之间物质 (水质点、 水中悬浮物质等)和能量(热能、动能等)由于对流、 涡动而产生的输送和交换的现象叫混和， 当垂线温度一密度发生变化， 湖水处于不稳定状态时， 可产生具有自由对流性质的对流混和; 当湖流速度出现水平或垂直梯度时，湖水产生涡动现象， 则形成具有强迫对流性质的动力混和。 ③波浪。 湖中波浪按其成因有风浪、地震波、船行波等。 ④波漾。 亦称定振波或假潮， 是整个水体缓慢的摆动现象。 湖面上外力，如持续而强大的风应力，湖面局部暴雨和强大气压的剧烈变化， 使湖面发生倾斜。 当外力变化时， 引起波漾。 ⑤增减水。 湖面持续的强风将表层湖水从背风岸输送到迎风岸， 使迎风岸水位上升，即所谓增水现象; 同时使背风岸水位下降，即所谓减水现象。 湖面在风力作用下， 尚可形成一种环流现象叫兰米尔环流。 上述湖水运动的方式往往是相互影响， 相互结合的。 湖水运动方式除受作用力决定外， 尚受湖盆形态、 湖面大小、 湖水深浅所制约，并对湖盆形态演变发生作用; 湖水运动的结果使湖水物理化学特性趋于均匀或重新分布。
湖水光学 光在湖面上的反射和在水中的折射以及湖水对光的吸收和散射等特性。 照射在湖面上的光线， 部分进入水体， 部分为湖面反射。 湖水对射入的光线具有选择吸收和选择散射的特性， 所以不同水质的湖水呈现不同的颜色。 湖水对光的吸收和散射能力与水中悬浮物质的数量和大小有关：通常悬浮质愈多、粒径愈大、 吸收和散射能力愈强; 此外， 还随湖水化学成分而变化。 光射入湖水中的深度和亮度， 对水生植物生长具有决定意义。 湖泊水文中， 通常用透明度近似地反映湖水中可见光随深度衰减的程度， 用水色反映湖水对光谱的吸收和散射特性。 透明度是指用白色圆盘沉入湖水中达到目力见不到时的深度(以米计)，透明度愈大， 表示湖水愈清; 水色用标号1～21号的水色计测定， 标号越小， 水色越清。 世界上湖泊最大透明度曾在日本的麾周湖测得， 为41.6米。
湖面辐射平衡 湖面收入太阳辐射和大气长波辐射减去对太阳辐射的反射辐射。 对大气长波辐射的反射和湖水放出的长波辐射。 当差额为正时，湖水增温，反之则降温。 辐射差额常称为辐射平衡。 湖面辐射差额的大小与陆面相异之处， 在于湖面对短波和长波的反射率小于陆面。 湖水接受太阳辐射能量的多寡主要取决于太阳入射角的大小。 入射湖面的太阳辐射中，一部分进入水体， 另一部分则被水面反射。 透入湖水中的太阳辐射随深度的衰减服从指数规律。实测表明，射入湖水中的太阳辐射能量， 其中极大多数为水的最上层所吸收， 起到加热表层湖水的作用， 抵达1米深处的水层不足30%， 透入5米深处的小于5%， 而进入10米深处的则不足1%水面对太阳短波辐射的反射率就全球平均而言约为7%， 对大气长波辐射的反射率约为3～5%。 湖水不断向大气放射的长波辐射而消耗热量， 其量相当于吸收太阳辐射的25～40%。
湖泊与气候 湖泊是气候、 地质、 地貌等综合因素的产物， 又反过来影响气候。 气候对湖泊的形成与消亡作用的显示需要经历漫长的时间，但湖泊对气候的影响只是局地性的。 在日辐射、 大气环流和地理纬度相似的条件下， 下垫面不均匀是形成气候差异的主要因素， 因此湖陆间气候的差异即是不同下垫面作用的结果。 湖泊对湖区气候的影响， 称为湖泊气候效应。这种效应主要表现为增高近湖区的年平均气温， 减小气温的年、 日较差， 以及增加湖区温度， 使气候变得较远湖区稍微温和、 湿润。 如中国的抚仙湖南部小岛上的年平均气温比北部陆上高1.2℃，年较差小2.5℃，日较差小1.2℃。因此， 湖区气候更适宜于人们的生产生活， 其气候资源亦较远湖区丰富。湖泊对气候调节的程度和影响的范围， 主要取决于湖面积的大小、 湖水的深度和湖周的地形。 一般来说大而深的湖泊， 调节作用大、 影响范围也广; 地形封闭的湖泊， 影响范围虽较小， 但调节作用更为明显。
湖泊与人类活动 湖泊有航运、 水产、 发电、 工农业给水和旅游等多种效益。 人类在利用湖泊资源的同时， 不断地影响、 改造湖泊。 如为充分发挥湖泊的调蓄功能， 修筑闸坝， 人工控制水量， 为防止湖水泛滥， 修筑湖堤; 为利用湖滩地种植， 围湖造田等等。但修筑湖闸， 可堵塞某些鱼类的回游通道， 影响湖鱼产量; 盲目围垦， 会加速湖泊消亡，在上游引水过多，减少了入湖水量， 延长了湖水更换期，可使水质恶化，将工业废水、农业灌溉尾水和城市生活污水排放入湖，造成湖水污染 (见水质评价)。 此外， 人们为了灌溉、发电等需要， 拦河筑坝而形成水库，亦属湖泊之列(见水库)。
英文
hydrologic regime of lakehupo shuiwen