地理如何判断湖水性质

① 高中地理怎样判断河流的补给类型和河流

那就先问河流出现在哪里，是不是降水充沛的地区。
湿润或者半湿润，并且中温带以上到热带的，秒答降水补给为主。如果河流流量稍微滞后降水变化，汛期在雨季那就完全佐证了判断。
寒温带开始到寒带的，秒答积雪融水补给为主。这类地区一般春季是汛期，升温最快的时候水量显着上升（降水量未必上升！）
地处干旱到半干旱，深居内陆，发源地在较高海拔的，冰川融雪为主。这类河流一般春夏季水量更大，但比积雪融水增长还稳，径流量一般很小。深秋开始完全断流。

同样深居内陆，但是海拔没那么高的。有湖泊的那就是湖泊补给，没湖泊的是地下水补给。这2者径流量和季节通常没什么关系，湖泊和地下水都可对径流量有一定调控作用。
当然，外流区也有湖泊补给或者地下水补给的，他们往往和降水补给共同成为河流补给因素。发生这种情况如果没有其他信息，有什么填什么
也有的河流，流经多个气候区，也可存在上下游补给因素完全不一样的情况。譬如尼罗河，上游是典型降水补给（当然源头有湖泊调节），正因为降水，所以原本定期泛滥。下游从苏丹北部开始原本没有补给，后来建了阿斯旺大坝，形成水库，现在尼罗河没有泛滥了，所以是（人造）湖泊调节补给。

② ★地理知识：湖泊是什么样的

湖泊就是陆地上洼地积水形成的、水域比较宽广、换流缓慢的水体。网络搜索湖泊，会出现不同的分类。

③ 高三地理 尼加拉瓜运河是 按湖水性质属于哪一类湖泊

淡水湖。尼加拉瓜湖是位于尼加拉瓜境内的一个淡水湖，水域面积8264平方公里，是中美洲最大、世界第二十一大的湖泊。尼加拉瓜湖通过圣胡安河与加勒比海相连。尼加拉瓜湖畔最大的城市是格拉纳达。

④ 湖泊的古地理特征

4. 3. 1 碎屑湖泊环境的古地理特征

4. 3. 1. 1 古地理面貌 ( 砂体形态)

湖泊四周紧邻陆源碎屑物源区，砂体十分发育，分布广 ( 图 4. 21; 表 4. 4) ，但不同位置的砂体，由于湖底坡度、水深、离物源远近、水动力条件及形成机制不同，其形态和规模存在差异。

表 4. 4 湖盆主要砂体类型的沉积特征

续表

( 据于兴河，2002)

图 4. 21 断陷湖盆砂体类型示意( 据姜在兴，2003)

4. 3. 1. 2 岩石类型及其组合特征

岩石类型以黏土岩、砂岩和粉砂岩为主。砾岩少见，仅分布于滨湖地区，多是由击岸浪的剥蚀作用所致。砂岩一般比海相复杂，各种类型都有出现; 与河流相相比，矿物成熟度高，石英含量可达 70% 以上。我国东部中、新生代湖相沉积砂岩中以长石砂岩、长石石英砂岩和岩屑质长石砂岩分布最普遍。砂岩的粒度比河流相细，分选也较好，因而与海相较难区分，其粒度概率曲线也与海相成因者近似。

黏土岩在碎屑湖泊沉积中广泛分布，由湖岸向中心增多。形成于较深水还原环境的湖相黏土岩常含丰富的有机质，成为良好的生油岩系。我国油气田的生油岩系大多为湖相成因的黏土岩。

碎屑湖泊沉积中也可出现类型多样的化学岩和生物化学岩，如石灰岩、泥灰岩、硅藻土、油页岩等，其沉积厚度及分布范围较为局限。

4. 3. 1. 3 沉积构造特征

层理类型多样，但以水平层理最为发育。由于湖泊的范围有限，浪基面深度小，湖泊广大地区多处于浪基面以下，故在此地区的黏土岩多发育水平层理，有时亦为块状层理。在近岸地区可见交错层理、斜波状层理等。

湖泊沉积可有较发育的波痕。以往认为对称波痕是湖泊与河流相区别的一种标志，但根据 Picard 等的研究，波痕的对称性并非为湖泊所独有。而且湖泊亦发育不对称波痕，但其波峰的走向绝大多数与滨岸平行，不对称波痕的陡坡向岸方向倾斜。泥裂、雨痕、搅混构造亦常见到。

4. 3. 1. 4 生物化石特征

丰富的生物化石是碎屑湖泊沉积的重要特征。常见的生物种类有介形虫、瓣鳃类、腹足类等，没有海相生物化石。

藻类也是湖泊中较常发育的生物。轮藻为淡水环境所特有。蓝绿藻、硅藻和部分绿藻也是常见的类型。其中蓝绿藻与海相中呈叠层状构造不同，常呈树枝状或分离的结核团块状构造; 红藻在湖相中未曾见到。此外，陆生植物的根、干、叶、孢子花粉等大量出现也是湖相重要的特征。尽管海相也出现植物化石，但可以其种属和数量远离滨岸越来越少这种梯度变化来鉴别。

4. 3. 1. 5 结构特征

滨浅湖滩坝砂体颗粒的圆度较好，以次圆状—次棱角状为主，棱角状颗粒较少见。粒度概率图以跳跃总体为主，含量为 70% 以上，分为 2 ～3 个次总体，斜率高，反映了砂体在滨浅湖区受多组多向水流反复冲刷的特点 ( 图 4. 22) 。

4. 3. 1. 6 测井电性特征

深湖相剖面的自然电位曲线为近基线的平滑线。滨湖相泥以高自然伽马、井眼垮塌为特征，滨湖砂坝测井曲线表现为箱型、微齿化。浅湖砂坝表现为自下而上呈漏斗型 ( 图4.23) 。

图 4. 22 滨浅湖滩坝砂体沉积粒度概率曲线 ( 临 41 －3 井)

图 4. 23 依南 2 井滨浅湖沉积序列( 据顾家裕等，2003)

4. 3. 1. 7 地震反射特征

一般来说，滨浅湖地震相外形呈楔状，近岸带顶部有削蚀和顶超的表现，底部为下超或上超，由连续性差—中等和中—弱振幅的发散同相轴组成，向斜坡近缘方向同相轴非系统性侧向终止，向湖心方向频率增加，相位增多。滨浅湖滩坝沉积地震反射特征总体上表现为中振幅、中连续、中频相或中振幅、中高连续、中频相。由于水体动荡，会出现同相轴短小弯曲、连续性较差的蠕虫状相 ( 图 4. 24) 。

图 4. 24 惠民凹陷中央隆起带沙四上亚段滩坝沉积地震相特征

深湖地震相外形为席状，内部结构为平行反射，顶底接触关系整一。当沉积物为泥岩夹粉砂岩薄层时，成层性较好，呈高频、中—强振幅和连续性好的强反射。若是成层不好的巨厚块状泥岩，则呈低频、弱振幅、不连续的弱反射或无反射。

4. 3. 1. 8 垂向沉积序列

湖泊相沉积的垂向组合受地壳升降运动的控制，其发展的总趋势在多数情况下都是以退缩、充填而告终。因此，湖泊相的垂向组合往往是以较深湖或深湖亚相开始，向上递变为滨湖和河流相沉积，构成下细上粗的反旋回垂向沉积层序 ( 图 4. 25) 。

在湖盆发展演化的湖盆下陷扩张期，半深湖、深湖亚相及重力流沉积最为发育; 湖盆抬升收缩期，滨浅湖、三角洲及滩坝沉积发育，在一个地质时期内湖盆多次地沉降和抬升，构成了湖泊相发育的多旋回性，而且在每个一级旋回的背景上还可发育次级旋回。

4. 3. 1. 9 碎屑湖泊沉积模式及岩相古地理特征

( 1) 沉积模式

根据沉积岩的颜色、成分、结构、沉积构造、厚度等以及洪水面、枯水面和浪基面的位置，碎屑湖泊可以区分出深湖、半深湖、滨浅湖等次级环境单元。理想的陆源碎屑湖泊的沉积模式具有沉积物围绕湖盆呈环带状分布的特点，从湖岸至湖盆中央大致依次出现砂砾岩、砂岩、粉砂岩和泥岩。

1) 断陷型湖泊: 断陷型湖泊所在凹陷区的构造活动以断陷为主，横剖面呈两侧均陡的地堑型或一侧陡、一侧缓的箕状型。断陷型湖泊邻近物源，岩性和厚度变化快，深水区偏向陡坡一侧，沉积中心往往与沉降中心一致。断陷湖泊发育的不同时期，由于区域构造运动和其他沉积条件发生变化，沉积特点有所不同。初期裂陷阶段，受断陷作用、气候和物源影响，有利于形成粗碎屑沉积物，湖盆边缘发育冲积扇、扇三角洲，向盆地方向出现浅水湖泊或膏盐湖。中期深陷扩张阶段，深水沉积发育，可形成巨厚、有机质丰富的生油岩，陡坡带发育近岸水下扇、扇三角洲，缓坡带发育河流、三角洲，深湖区还可发育湖底扇、滑塌浊积岩等 ( 图 4. 21) 。

图 4. 25 中国东部某坳陷古近系某组沉积相综合图( 据赵澄林，2001b)

2) 拗陷型湖泊: 拗陷型湖泊以拗陷式构造活动为特点，构造演化表现为较均匀的整体升降，湖底地形起伏不大，沉积中心往往与沉降中心一致，位于湖盆中央。在深陷扩张期，深湖区面积可以很大，但水体不一定很深，滨浅湖相带较窄，呈环带状分布于深湖周围，该时期砂体不发育。短轴陡坡方向可能发育有近岸水下扇、扇三角洲。短轴缓坡和长轴方向变化较大，若陆源碎屑充足，可形成三角洲、滩坝，反之则形成泥滩沉积，深湖区发育一些滑塌浊积岩。湖盆收缩阶段，地形平缓，湖水不深，近岸浅水砂体发育 ( 图4. 26) 。

图 4. 26 松辽盆地白垩系青山中组二段、三段沉积相图( 据田在艺等，1983，转引自姜在兴，2003)

3) 断陷 － 拗陷过渡型湖泊: 盆地兼有断陷和拗陷性质。如柴达木盆地，在侏罗纪—白垩纪时仅在北缘和西缘有些小的断陷盆地，古近纪时发展成为拗陷型盆地，具有二元结构的构造格局 ( 图 4. 27) 。

图 4. 27 断陷 － 拗陷过渡型湖泊结构示意( 据吴崇筠，1992)

4) 前陆型湖泊: 前陆型湖盆早期冲断带位于沉积基准面或湖平面之下，进入湖泊的水系及相应的碎屑特质供给主要来自克拉通方向，碎屑物中石英含量高，当冲断带不断抬升，并位于基准面之上时，进入湖泊的水系及相应碎屑供给区是双向的，既有来自克拉通方向的，也有来自冲断带方向的，后者碎屑物中富含岩屑、长石。冲断带一侧相带窄，主要发育扇三角洲砂体，靠近克拉通一侧相带宽，主要发育河流 － 三角洲砂体。

( 2) 相带组合特征

湖泊是大陆上流水汇集的地带，故在平面上湖泊相总是与河流相沉积共生，并为河流相沉积所包围。在断陷湖盆地缓坡一侧，或沿湖盆长轴，从陆上至湖盆，地形较平缓，滨湖和浅湖沉积相带较宽，河流、湖成三角洲较发育，在三角洲前缘深湖方向还可能形成深水浊积扇，从而构成河流三角洲 － 深水浊积扇沉积体系。在广阔的滨浅湖地带，沿三角洲侧缘或平行湖岸还可以发育滩坝沉积，形成三角洲 － 滩坝沉积体系。在断陷湖盆陡坡一侧或沿湖盆短轴，陆上和水下地形坡度大，近物源，滨浅湖相带较窄，不出现三角洲和滩坝沉积，河流相缺失或很少，有时冲积扇直接入湖形成扇三角洲或形成近岸浊积扇。

柴达木盆地北缘在早侏罗世形态大多为边缘箕状断陷，内部具有边断内超的特点，形成了湖泊相和湖沼相，但由于特殊的构造背景和古地理条件，使得扇三角洲和辫状河三角洲很发育，主要为冲积扇或辫状河直接入湖面形成。主要沉积相类型为: 河流 － 沼泽相、扇三角洲、浅湖和深湖 － 半深湖相，其中浅湖分布最为广泛 ( 图 4. 28) ，深湖 － 半深湖主要分布于昆特依断陷和冷湖四号构造南部，形成早侏罗世两个沉积中心。早侏罗世晚期—中侏罗世，在地层形成于起伏和缓的背景下，主要发育扇三角洲、滨、湖、浅湖、半深湖、深湖 ( 图 4. 29) 。于鄂博梁断裂南侧，鸭湖伊北次凹、小丘林、鱼卡等地形成多个沉降中心。中侏罗世沉积体系平面上表现为从赛什腾北端的潜西至鱼卡为辫状河 － 曲流河 －三角洲、滨浅湖 － 半深湖、深湖。沉积和沉降幅度比早侏罗世要小，控制沉积的同沉积断层不发育，距离物源区相对较远，粒度相对偏细。晚侏罗世湖盆范围向东北退缩，主要发育河流和浅湖相沉积 ( 图 4. 30) 。

图 4. 28 柴达木盆地北缘早侏罗世 A ( 早期) 、B ( 晚期) 岩相古地理图( 据王玉华等，2004)

图 4. 29 柴达木盆地北缘中侏罗世岩相古地理图( 据王玉华等，2004)

图 4. 30 柴达木盆地北缘晚侏罗世岩相古地理图( 据王玉华等，2004)

4. 3. 2 碳酸盐岩湖泊环境的古地理特征

湖相碳酸盐岩结构组分较复杂多样，总体上与海相碳酸盐岩的组分类别一致，颗粒类型包括内碎屑、鲕粒、藻粒、球粒、生物碎屑、陆源碎屑等，亮晶胶结物、碳酸盐泥、颗粒和生物格架也是重要的组分类型。颗粒、生物格架和陆源碎屑等湖相碳酸盐岩具有特色的组分类型，可以用来鉴别湖相碳酸盐岩。

4. 3. 2. 1 颗粒

( 1) 内碎屑

内碎屑以砂屑和粉屑为主，少见砾屑，反映与海相碳酸盐岩相比，湖相碳酸盐岩形成时水体能量较低。可由泥晶方解石或泥晶白云石组成。砂屑表面，有时被藻纹层包覆，与核形石相似。

( 2) 鲕粒

鲕粒分布很普遍，既单独成岩，又可作为重要的组分分布于其他岩石类型中。鲕粒类型十分丰富，有正常鲕、表鲕、放射鲕、偏心鲕、复鲕等多种类型，以表鲕、放射鲕为主，在高能环境下，可见破碎鲕。鲕粒核心一般为砂屑、藻粒或生物碎屑，也有陆源物质，如石英砂粒等。湖相鲕粒有一个很大的特色，即多与藻活动有关。有的颗粒中可见鲕粒—藻粒—鲕粒的发育过程，即在内层鲕的外面有藻管垂直生长的痕迹，此外又有藻的同心层包裹颗粒; 另有一些颗粒，藻的活动粘结多个鲕粒和砂屑，形成藻团粒。

( 3) 球粒

球粒是湖相沉积中常见的结构组分，直径多小于 0. 2mm，呈浑圆或圆形，大小近似，集群产出。其内部皆为泥晶或微晶结构，色暗而富含有机质。粪粒多具一致形态，密集分布，并常与虫管伴生。湖相沉积的球粒具有分布广、成因多样等特点。生物成因的球粒( 粪粒和藻球粒) 多与生物或生物屑伴生，或产于藻灰泥、藻架孔隙甚至虫孔中; 化学凝聚形成的球粒边缘更为模糊，泥质成分明显增多，有时可形成泥质球粒。

( 4) 藻粒

藻粒分布也较广，富集时形成藻粒云 ( 灰) 岩，如冀中坳陷沙河街组二段上部的藻滩相。藻粒主要包括核形石 ( 藻灰结核) 、藻团块和藻屑。藻粒常具有清晰的内部结构，如平方王沙河街组四段藻粒具有放射状的藻管。

( 5) 生物颗粒

生物颗粒是湖相碳酸盐岩中分布最广的颗粒类型，它常富集成生物或生屑灰 ( 云)岩，构成湖相沉积的化石颗粒以软体动物 ( 如瓣鳃类、腹足类和介形虫，钙藻类生物)为主。

4. 3. 2. 2 生物格架

骨架生物种类很多。如济阳坳陷蓝绿藻和红藻就有 10 属 14 种，主要的造架生物是中国枝管藻、山东枝管藻及龙介虫的栖管化石。在手标本上，枝管藻呈微细管状，平行或辐射状丛生。在薄片中，横切面呈圆环状，纵切面为拉氏管状。这些藻类生物底栖固着生活，可以固定软泥和其他碳酸盐岩沉积物，所形成的碳酸盐建造有抗风浪的作用。生物骨架组分在东营凹陷平方王沙河街组四段上部、沾化凹陷、义和庄凸起的东部陡带、邵家洼陷沙河街组均有分布。

由造架生物组成或与生物 ( 特别是藻类) 沉积作用有关的湖相礁碳酸盐岩，是中国东部湖盆沉积的一个重要特点。以三水、苏北等盆地，黄骅、平邑、济阳坳陷和孤岛凹陷为代表，各沉积区内均有不同规模的藻礁，如多毛纲虫管骨架、藻类与虫管组成的礁体。由于世界各地新老湖泊沉积中无礁碳酸盐岩分布，加之我国各湖成礁体多与龙介虫栖管有关，且常有不同数量的海相介形虫、有孔虫等伴生，不少学者认为这类礁碳酸盐岩的形成与近海湖盆的多次海侵密切相关。

4. 3. 2. 3 陆源碎屑

陆源碎屑的普遍混入是我国湖相碳酸盐岩的重要特色之一。除湖相生物礁以外，其他各类碳酸盐岩中都不同程度地有陆源碎屑的混入。陆源颗粒的出现反映出与海相碳酸盐岩相比，湖泊碳酸盐岩沉积环境具近物源和不稳定的特点。

湖相碳酸盐岩的形成与生物活动关系密切，除内碎屑和陆源碎屑外，上述各种颗粒类型都与生物活动密切相关，生物活动还形成各种生物扰动构造，甚至在沉积物形成以后，在同生期，生物活动还可形成泥晶套，对后期成岩作用产生影响。

4. 3. 2. 4 地震反射特征

湖相碳酸盐岩沉积一般规模较小，砂岩体横向分布范围较大。往往作为强振幅连续反射的标准层。图 4. 31 是冀中坳陷饶阳凹陷中部大王庄古近系碳酸盐岩的地震特征。剖面上有两组靠得很近的强反射，对应着两期碳酸盐岩沉积。T4反射波连续稳定，振幅强，是沙河街组一段下部碳酸盐岩的反射。T5反射波亦呈较连续的强反射，但波形出现乱岗状或波状扭曲，分叉合并，在剖面左边还可见叠瓦状前积反射特征，反映了沙河街组三段上部的碳酸盐岩沉积。

图 4. 31 大王庄碳酸盐岩的地震特征( 据陆邦干，1989)

4. 3. 2. 5 碳酸盐岩湖泊沉积模式及岩相古地理特征

( 1) 沉积模式

碳酸盐岩湖泊沉积主要出现在干燥气候区，少数在温暖气候区。一般为内流湖，沉积物缺乏陆源碎屑物质，而以碳酸盐 － 膏盐物质为主，或两者兼有。碳酸盐湖除钙质沉积外，在岩相分带、层序结构等方面与碎屑型湖泊非常相似。一般来讲，湖盆边缘相和湖盆相的沉积特点是有着明显差别的，碳酸盐岩沉积主要发育在湖盆边缘浅水地带，沉积类型

可有浅滩、生物礁和叠层石等，深水区域中较少。周自立等 ( 1987) 根据湖水相对深浅、水动力学条件和自然地理部位，从整个湖泊碳酸盐岩的沉积条件、沉积特征及其与陆源碎屑岩的组合关系分析研究，建立了湖相碳酸盐岩沉积相模式 ( 图 4. 32) 。

图 4. 32 湖相碳酸盐岩沉积相模式( 据周自立等，1987)

( 2) 岩相古地理特征

湖成碳酸盐岩中湖泊生物礁是重要的骨架碳酸盐岩体，东营凹陷平方王礁体就是发育于沙河街组四段上部的典型代表 ( 图 4. 33) 。该区陆源碎屑岩分布的盆地东部和东北部的滨湖相，由青坨子凸起和陈家庄凸起提供的大量硅铝变质岩碎屑形成浑水区，与藻礁沉积区之间有深湖区相隔。礁体的西部与林樊家构造相邻，该构造由中生界或孔店组泥质粉砂岩组成，为局部低隆，它为盆地提供了一些细的陆源碎屑物质，但只能就地沉积于盆地边缘凹陷区。礁体北部临滨县凸起，有下古生界海相灰岩，可以通过化学风化和溶解作用使大量 CaCO₃进入湖中，有利于礁体的形成。

图 4. 33 藻礁发育期岩相古地理图( 据薛叔浩，2002)

在沙河街组四段上部沉积之前古湖盆分为 3 部分，自东向西为盆地主体 ( 砂砾岩组合 － 泥岩组合) 、盆内低隆起 ( 礁相碳酸盐岩组合) 和边缘凹陷 ( 泥岩及薄层泥晶白云岩组合) 。藻礁发育于盆地低隆起区及其斜坡带的上部。该隆起被 NW 向和 NE 向两组大断裂所切断。

颗粒碳酸盐岩在中国各主要含湖泊碳酸盐岩沉积盆地中都能见到。如黄骅坳陷古湖区在孔店岛西端的台坪及孔店岛西坡 ( 图 4. 34a) ，以螺灰岩及藻鲕粒灰岩为主，与砂堤灰岩、泥晶灰岩组成向上变细的水进式沉积序列。在古地形凹沟中或坡度突然变陡处厚度增大。另一种是鲕粒滩，由鲕粒灰岩、泥晶灰岩及白云质灰岩组成正旋回序列。

辽河坳陷球粒滩分布于西部凹陷，盘山北部湖湾区，湖底为玄武岩形成的水下低隆起，上覆以球粒为主的粒屑滩，含鲕 ( 图 4. 34b) 。

图 4. 34 黄骅、辽河坳陷颗粒碳酸盐岩沉积相及其分布( 据谢天阎，1984，转引自薛叔浩，2002)

⑤ 运用水循环原理分析艾比湖湖泊的湖水性质

用水循环解释艾比湖成为咸水湖的原因
1、艾比湖流域深居内陆，降水稀少，气候干旱；
2、温带大陆性气候，夏季气温高，蒸发旺盛；
3、位于西北内陆，阿拉山口大风加速艾比湖蒸发；
5、艾比湖为内流湖，盐分随径流汇入而不断积累。

⑥ 湖泊的性质是什么高中地理

湖盆及其承纳的水体。湖盆是地表相对封闭可蓄水的天然洼池。湖泊按成因可分为构造湖、火山口湖、冰川湖、堰塞湖、喀斯特湖、河成湖、风成湖、海成湖和人工湖（水库）等。按泄水情况可分为外流湖（吞吐湖）和内陆湖；按湖水含盐度可分为淡水湖（含盐度小于1g/L）、咸水湖（含盐度为1-35g/L）和盐湖（含盐度大于35g/L）。湖水的来源是降水、地面径流、地下水，有的则来自冰雪融水。湖水的消耗主要是蒸发、渗漏、排泄和开发利用。

按其成因可分为以下九类：

构造湖：是在地壳内力作用形成的构造盆地上经储水而形成的湖泊。其特点是湖形狭长、水深而清澈，如云南高原上的滇池、洱海和抚仙湖；青海湖、新疆喀纳斯湖等。（再如着名的东非大裂谷沿线的马拉维湖、坦噶尼喀湖、维多利亚湖）构造湖一般具有十分鲜明的形态特征，即湖岸陡峭且沿构造线发育，湖水一般都很深。同时，还经常出现一串依构造线排列的构造湖群。

湖泊

天然堤堵塞支流而潴水成湖。如鄱阳湖、洞庭湖、江汉湖群（云梦泽一带）、太湖等。二是由于河流本身被外来泥沙壅塞，水流宣泄不畅，潴水成湖。如苏鲁边境的南四湖等。三是河流截湾取直后废弃的河段形成牛轭湖。如内蒙古的乌梁素海。

海成湖：由于泥沙沉积使得部分海湾与海洋分割而成，通常称作泻湖，如里海、杭州西湖、宁波的东钱湖。约在数千年以前，西湖还是一片浅海海湾，以后由于海潮和钱塘江挟带的泥沙不断在湾口附近沉积，使湾内海水与海洋完全分离，海水经逐渐淡化才形成今日的西湖。

潟湖：是一种因为海湾被沙洲所封闭而演变成的湖泊，所以一般都在海边。这些湖本来都是海湾，后来在海湾的出海口处由于泥沙沉积，使出海口形成了沙洲，继而将海湾与海洋分隔，因而成为湖泊。

⑦ 地理上是怎么定义"湖"的

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

⑧ 如何判断咸水湖和淡水湖 初中地理

咸水湖一般都是内流湖 就是说水只进不出 淡水湖就是说有河流通过 最终流向海洋的 是外流湖