湖泊虽属流动缓慢的滞流水体，但是，在风力、水力坡度力、密度梯度等的作用下，湖泊中的水总是处于不断运动之中。湖水的运动可以分为两种形式，即升降运动和进退运动。前者包括波浪、波漾现象，后者包括混合、湖流和增减水现象。一般这两种运动是互相结合发生的。这些运动有的是周期性的，有的是非周期性的，有的在湖面，有的在湖水内部。湖水的运动方式决定于作用力的形式、历时、周期性和空间分布、湖水成层结构、内部密度分布、湖盆形状和大小等因素。此外，由于局部湖区气压突变或地震作用也会引起湖水运动。当外力停止后，由于黏滞力与紊动摩擦作用使湖水运动最后停止。
湖水运动是湖泊最重要的水文现象之一，影响着湖盆形态的演变、湖水的物理性质、化学成分和水生生物的分布与变化，因此，研究湖水的运动具有重大意义。
1.湖水的混合
湖水的混合是湖泊中的水团或水分子在水层之间相互交换的现象。湖水混合过程中，湖水的热量、动量、质量及溶解质等，从平均值较大的水域向较小的水域转移，使湖水表层吸收的辐射能及其他理化特性传到深处，并使湖底的营养盐类传到表层。湖水混合的结果，使湖水的理化性质在垂直及水平方向上均趋于均匀，从而有利于水生生物的生长。
湖水的混合方式有紊动混合和对流混合两种，前者也称紊动扩散，是由风力和水力坡度力作用产生的，后者也称对流扩散，主要是湖水密度差引起的。湖水混合的速度还受到各水层阻力的影响。各水层的密度差异越大，阻力就越大，这种阻力称为湖水的稳定度。当湖水密度随水深增大而增大时，就比较稳定，反之就不稳定。湖水的稳定度一般可用垂直密度梯度来表示，即
式中 E——表示湖水垂直稳定度的密度梯度，g/cm4；
ρ——湖水密度，g/cm3；
Z——水深，cm。
另一种表示湖水稳定度的方法是以要改变水团稳定度所需做的功来表示。在一个湖泊内，成层的湖水处于稳定的平衡状态时，水团的重心位置必低于湖水处于均匀状态时的水团重心位置，因此，要达到稳定所需做的功为
式中 Sy——湖水稳定度；
M——整个湖水的重量，t；
g——重力加速度，m/s2；
σ——成层的湖水与均匀状态的湖水两个重心间的距离，m。
2.波浪
波浪是湖水中发生的一种波动现象，即水质点在外力作用下，在其平衡位置附近作周期性振动。波浪发生时，波形向前传播，水质点并未向前推进。湖泊中的波浪主要是风引起的，即风对表层湖水的作用，又称风浪。其他因素，如地震、局部湖面气压突变以及轮船航行等也会引起波浪，但发生较少，属于次要因素。风浪大小取决于风速、风向、吹程及其作用的持续时间，还与水深和湖盆形态有关。此外，湖水的理化性质、水中悬浮和漂浮物也对风浪有一定影响，但作用较小。
图10.4 波浪要素示意图
（1）波浪要素。波浪要素可用图10.4所示的要素表示，包括：①波高h，是指波峰与波谷间的垂直距离，m；②波长λ，是指两相邻波峰或波谷间的水平距离，m；③波速c，它是指波形中任一点在单位时间内传播的距离，m/s；④周期T，它是两相邻波峰或波谷通过空间同一点所需的时间，s；⑤波陡m，它是指波高与波长的比值。波长、波速、周期之间存在着下述关系，即
（2）风浪的发展与影响因素。起风不久，湖面上就会产生波浪，其周期短（小于1s）、规模小（波长仅以cm计、波高不足1cm），称为涟波。这时，表面张力使水质点恢复到平衡位置，故又称张力波。随着风力的加大和作用时间的增长，波浪逐渐增大，波高迅速达到最大值，此时恢复力主要是重力，故又称重力波。同时，由于风的不稳定性，波峰线杂乱，又称不规则波或三向波。当风力足够强时波峰会被风掀倒，加之空气的侵入，形成白色的浪花，称为“白浪”。当风力减小到零时，风浪停止发展。但由于水质点受惯性力的作用，风浪仍继续存在并传播，即为余波或称自由波。余波所具有的能量，在其传播的过程中，慢慢地消耗于内摩擦和底部摩擦，波浪也就消失，湖面恢复平静。
图10.5 近滨波示意图
（3）拍岸浪及近宾波。当风浪或余波传播到岸边时，由于湖底摩擦作用和水深的变化，波峰逐渐赶上波谷，产生波浪前倾现象，称为“拍岸浪”或“近滨波”，如图10.5所示。
我国的湖泊类型比较复杂，故湖中风浪的状况也各不相同，同一湖泊的不同湖区，风浪性质也相差很大。在浅水湖，因受湖底影响，风浪发展和停止的时间都不长，波高达到最大值较快，消失也快。一般在风停后1～2h，湖面恢复平静，个别需3h以上。在深水湖，随水深增大而风浪减弱，在湖底不产生波浪，风浪的发展和停息常需相当长的时间。对于中小型湖泊因湖面积或水深均较小，故风浪亦小。风浪要素可用仪器直接测定，也可用公式计算。我国部分湖泊的风浪要素观测值，见表10.3。
表10.3 我国一些湖泊的波浪要素
（4）波浪近岸时的变化。波浪传播到近岸地带，由于水深变浅，受到湖底摩擦阻力的作用，当波峰逐渐赶上波谷时，使部分波能消耗于摩擦做功，故波速、波高、波长都随水深减小而减小。但当水深减到一定程度以后，水深再减小，波能反而集中，此时波高随水深的减小而增大，就产生波浪的倾覆现象。在一定的水深下，波浪发生破碎，此时的水深称为临界水深。由实验可知，临界水深等于波高，（H临/h）=1。但在顺风时（H临/h）＞1，逆风时（H临/h）＜1。即波浪在顺风时，发生破碎的地方较之逆风时要离湖岸远。
图10.6 岸边波浪折射示意图（单位：m）
由于波浪破碎，破碎波打击湖岸或掏刷湖边底坡释放出巨大的能量，使湖岸受到强烈侵蚀，此时，波浪水质点在波峰处指向岸边，而在波的下部形成离岸的补偿流，如图10.5所示。此时水中如果有漂浮物，则将被抛向岸边。波浪在接近岸边时，其方向也将发生变化。如果在离岸较远处，波浪的方向与岸线斜交，而当波浪接近岸边时，波浪逐渐弯曲，波向逐渐与岸正交，这种现象称为波浪的折射，如图10.6所示。折射发生的原因是近岸的一段因水深较小，受到摩擦阻力较大，而离岸较远的一段水深相对较大，受到的摩擦阻力相对较小，这样，当波浪向前传播时，离岸远的一段就能逐渐赶上离岸近的一段，从而使波峰线与岸线平行。
（5）风浪要素的计算。风浪要素可用仪器直接测定，或依据经验公式估算。通过实测资料的统计分析所建立的经验公式一般都考虑影响风浪的3个主要因素，即：吹程D，表示顺风向从岸边观测点到波浪发生处的距离，以km计；风速ω，以m/s计；水深h，以m计。例如，青海湖估算风浪（浅水波）的经验公式（适用范围D≤100km，ω≤16m/s）。
鄱阳湖估算风浪的经验公式适用于D≤60km的条件，且按深水波、浅水波分别计算。
3.波漾
（1）波漾现象。湖水中水位发生有节奏的垂直变化称为波漾或定振波。产生波漾的主要原因是风力或局部湖区气压突变，少数情况下是地震。这些外力引起湖中水体周期性震动，使水位有节奏的升降。湖底的摩擦阻力和水体内部的紊动作用，使波漾衰减直至停息。
湖中发生波漾时，水体摆动，水面交替出现顺向或逆向倾斜。但总有一个或几个点的水位不发生变化，这些点称为节或振节。波漾多为单节，但也有双节和多节的。两振节间的水位变化幅度称为变幅，最大变幅称为波幅，如图10.7所示。
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图10.7 波漾示意图
（2）波漾要素的计算。波漾可视为两种波长、周期相同而方向相反的波浪相互干涉的结果。波漾的波高为原波浪的两倍，但波长不变。波峰和波谷在波腹处交替出现，但在波节处只是湖面倾斜方向变化，水质点自身只作水平往复运动而无升降变化。单节与多节波漾周期的计算公式分别为式（10.11）和式（10.12）
式中 Td、Tm——单节和多节波漾的周期，s；
L——水体长度，m；
g——重力加速度，m/s2；
h——水体平均水深，m；
n——振节数目。
影响波漾大小、周期、长短最突出的因素是湖盆形态。例如在水深相同、长度较短的湖泊，或长度相同而水深较大的湖泊，波漾周期短；反之，长度较长或水深较浅的湖泊，波漾周期长。此外，风向、水位涨落、湖岸形状、湖底起伏等也影响波漾的特征。
图10.8 风成环流示意图
4.湖流
湖水在水力坡度力、密度梯度力和风力作用下沿一定方向运动，称为湖流。依据形成湖流的动力，可分为风成流、梯度流、惯性流和密度流。湖流可促进湖水在水平和垂直方向上的混合作用。
（1）风成流。风成流又称为漂流，它是由湖面上大气运动的风力将动量传给湖水，引起的水质点运动。风成流的流向因受地球自转偏转力的影响，与风向不完全一致，在北半球一般偏于风向右侧。在大湖中，风成流使湖水向一岸聚集，造成水位上升，另一岸水位下降；于是又形成沉降流和上升流来补偿使湖水平衡，这样就形成了风成环流，如图10.8所示。风成流是大湖中最显著的湖水运动方式，它可具有全湖性的规模，其特点是湖泊开敞区的流速大于沿岸区。风成流是临时性的水体流动，风停后其也逐渐平息。
（2）梯度流。梯度流又分为重力流与密度流。重力流是由于湖面倾斜产生重力的水平分力所引起的湖水流动。由于进出湖泊的河水使湖面倾斜生成的重力流又称吞吐流。存在吞吐流时，湖中水位有变化。由于风所形成的水面倾斜引起的湖流称为常量流，因为风使湖水从一岸流向另一岸，但湖中水量并未发生变化。密度流是由于水温、湖水含沙量、含盐量等的差异产生水平压力梯度力所引起水质点运动，而形成的流动。当有垂直梯度时，就引起密度环流。当湖水温度变化时，湖中将产生密度环流。在增温期，沿岸水温较湖中间增加快，因此沿岸湖水密度相对要小，密度的压力梯度从湖心指向沿岸，湖中形成两个方向相向的环流（表层水流反向），如图10.9（a）所示。而在降温期，沿岸水温较湖中间降温快，沿岸湖水密度相对较大，压力梯度由岸边指向湖心，湖中形成两个方向相背（表层水流相向）的环流。如图10.9（b）所示。
图10.9 密度环流示意图
（3）惯性流。惯性流是指在外力作用停止后，湖水在惯性影响下仍沿一定方向运动而形成的湖流，又称为余流。
（4）混合流。两种以上因素引起的湖流称为混合流。实际上湖水运动往往是混合流，只是在一定条件下常以某一因素为主。
根据湖流的空间路线又可分为水平环流和垂直环流两类。水平环流在平面上形成闭合系统，沿逆时针方向运动者称旋流，沿顺时针方向运动者称反旋流。例如，太湖的湖流即为旋流，它是风成流与重力流的混合流。垂直环流在断面上形成闭合系统。当湖水成层时，常会形成两个以上的垂直环流系统。此外，还有一种在表层形成的螺旋形流动的湖流，称为兰米尔环流。
5.增水与减水
强风形成的漂流使湖泊的逆风岸水量积聚、水位上升，称为增水；背风岸水位下降，称为减水。两岸水位差使湖面倾斜，倾斜的湖面反过来又阻滞着漂流作用，并在水下形成与漂流方向相反的补偿流，如图10.10所示。形成了全湖性的垂直环流系统。在深水湖中，补偿流的范围可超过漂流的厚度。如果湖盆平缓，水的密度差别不大，补偿流的范围可达湖底。
图10.10 增减水示意图
增减水有稳定与不稳定之分。当湖面风速稳定时，增减水位、水面坡度、漂流和补偿流均稳定，称为稳定的增减水。当湖面风速随时间变化时，增减水位、水面坡度、漂流和补偿流也随时间变化，称为不稳定的增减水。
增减水的主要特征是水位的变化，影响水位变化大小的因素有：风力的强弱、湖盆的形态、湖水深度及吞吐流等。风速大，持续时间长，增减水现象明显，这是因为大量的水向增水岸转移，而补偿流来不及将相等的水量送到减水岸。多狭窄港湾的浅水湖较深水湖增减水现象强烈，低水位期增减水现象较高水位期明显，这些都是由于底部摩擦作用，补偿流规模不及表面流所致。吞吐流大的湖泊增减水现象也较明显。
增减水的变化，通常可由实测确定。在蓄水量较小的水体中，增减水的水位变幅可用式（10.13）近似地确定
式中 S——增减水变幅，m；
Cs——经验系数，可取1～1.5；
τσ——风应力，Pa；
L——水体长度，m；
ρ——水的密度，t/m3；
g——重力加速度，m/s2；
h——水体平均水深，m；
α——风向与L线方向间夹角，（°）。
由上式可知，水位变幅与水深成反比。确定增减水水位变幅，对于设计湖岸堤顶和港口码头的高度具有实际意义。
最后，还应指出，湖水运动中还有一种异重流可能发生。所谓异重流是两种比重不同的水流，由于比重的差异而发生的相对运动。在一定的条件下，两种水流并不因为有交界面和其他条件而相混合。水流中产生比重差异的原因有：不同的温度、不同的溶解质含量或水流挟带泥沙的差异等。其中以含沙量不同而形成的异重流较为常见，但此种泥沙异重流在一定条件下才能产生，并且较多地发生在含沙量大的人工湖泊——水库之中。
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