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湖泊的定义
2018-12-21 13:58:06   来源:   评论:0 点击:

  陆地上洼地积水形成的﹑水域比较宽广﹑换流缓慢的水体。  在地壳构造运动﹑冰川作用﹑河流冲淤等地质作用下﹐地表形成许多凹地﹐积水...

  陆地上洼地积水形成的﹑水域比较宽广﹑换流缓慢的水体。


  在地壳构造运动﹑冰川作用﹑河流冲淤等地质作用下﹐地表形成许多凹地﹐积水成湖。露天采矿场凹地积水和拦河筑坝形成的水库也属湖泊之列﹐称人工湖。湖泊因其换流异常缓慢而不同于河流﹐又因与大洋不发生直接联系而不同于海。在流域自然地理条件影响下﹐湖泊的湖盆﹑湖水和水中物质相互作用﹐相互制约﹐使湖泊不断演变。湖泊称呼不一﹐多用方言称谓。中国习惯用的陂﹑泽﹑池﹑海﹑泡﹑荡﹑淀﹑泊﹑错和诺尔等都是湖泊之别称。


  内陆盆地中缓慢流动或不流动的水体。严格区分湖泊、池塘、沼泽、河流以及其他非海洋水体的定义还没有完全建立起来,然而,一般可以认为,河流运动比较快;沼泽内生长著大量的草、树或灌木;池塘比湖泊小。按照地质学定义,湖泊是暂时性水体。在全球水文循环过程中,淡水湖作用极小,其水量仅占全球总水量的0.009%,尚不足陆地上淡水总量的0.0075%。然而,淡水湖98%以上的水量是可供利用的。全球湖泊淡水总量为125,000立方公里(30,000立方哩),大约4/5的淡水储存在40个大湖中。尽管湖泊遍布全世界,但北美洲、非洲和亚洲大陆的湖泊水量就占世界湖水总量的70%,而其馀的大陆湖泊较少。


  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,主要类型为位于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。


  湖盆还可由山崩物质堵塞河谷而形成,但这种湖盆可能是暂时性的。冰川作用可以形成大量的湖泊,北半球的许多湖泊就是这种作用形成的,湖盆为冰盖退缩过程中的机械磨蚀作用所形成,或由于冰盖边界处冰体堰塞而成。冰碛对堰塞湖盆的形成起著重要的作用,纽约州的芬格湖群(Finger Lakes)就是终碛堰塞而成。河流作用有几种方式可以形成湖盆,最重要的有瀑布作用,支流沉积物的阻塞,河流三角洲的沉积作用,上游沉积物由于潮汐搬运作用而阻塞,河道外形的改变(即牛轭湖和天然堤湖)以及地下水的溶蚀作用所形成的湖泊。有些沿海地区,沿岸海流可以堆积大量的沉积物阻塞河流。此外,风、运动活动和陨石都可能形成湖盆。


  湖泊沉积物主要是由碎屑物质(黏土、淤泥和砂粒)、有机物碎屑、化学沉淀或是这些物质的混合物所组成。每一种沉积物的相对数量取决于流域的自然条件、气候以及湖泊的相对年龄。湖泊中主要的化学沉积物有钙、钠、碳酸镁、白云石、石膏、石盐以及硫酸盐类。含有高浓度硫酸钠的湖泊称为苦湖,含有碳酸钠的湖泊称为碱湖。


  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于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。由于冷却和增温过程,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。由于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。对于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,波速近似等于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。不流通湖湖水耗于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。

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