湖泊的水文平衡
的水预算
湖泊在全球范围内的作用水文循环已经在前面描述过。湖泊的存在取决于其众多水源和所遭受的损失之间的平衡。由于每个湖泊或湖泊系统都有自己的水文特点，因此，这种所谓的湖泊水量平衡非常重要，值得在全世界范围内进行大量的研究。水量预算研究除了具有科学意义外，还有助于揭示每个湖泊对特定水文因素的依赖，从而能够采取更好的管理措施。这些措施可能包括对期间用水的限制干旱条件，堤防建设和洪水前的疏散，水位控制，以确保高效的电力生产，以及与改道有关的重大决策，以便增强水量和水质管理活动。
虽然人们可以在水文预算中适应预测的不平衡，但通常很难影响导致不平衡的基本自然因素。降水和蒸发在大多数情况下是不可控的，尽管通过使用单分子表面薄膜在抑制小湖泊的蒸发方面取得了一些进展。地下水流量是不可控的，除非在高度受限的情况下可以开采。然而，河流和小溪可以通过使用大坝、蓄水池和引水渠来进行管理。主要是通过这些控制，努力使水作为一种资源得到最有效的利用。
当工程师采取措施改变元素盆地的用水预算时，必须仔细考虑其后果水文而且生态整个的分水岭．疏浚作业的目的港口对通航船舶的清除或改进通道例如，可增加上游湖泊的流出量，增加湖岸侵蚀，或再生不良沉积成分掉进湖里或者河水。在河流或湖泊出口筑坝以增加当地的储水量也可能导致不良影响，例如从更大的表面积增加蒸发，限制鱼运动，或者热量的变化气候下游的流量。改道和修建水坝也可能导致重要的鸟类繁殖区被淹没，或系统中其他湖泊水位下降，从而产生不良后果。
水的输入
湖泊的主要水来源通常是溪流、河流、降水和地下水。在某些情况下，资金流入可能直接来自冰川融化。每个主要来源的相对重要性因湖而异。
溪流和河流流量通常随季节变化，取决于降水周期和融雪。在低海拔一些河流在冬季高降水时期出现峰值，然后在随后的春季融雪为附近的高海拔支流提供水源时出现第二个峰值。在降水量大、速度快的地区，河流会迅速膨胀，大量的水被输送到下游的湖泊。
为了提高测量和记录水流的能力，人们已经做了大量工作。因此，它通常是水收支中最准确的流入项。通常情况下，河流水位(阶段)的高度与排水量密切相关。在其他情况下，用流量计定期测量直接河流流量。
降水直接到达湖面可能是主要的输入;这是对的维多利亚湖,在非洲东部．在其他情况下，湖盆地大与发达排水对于一个表面积较小的深湖，降水可能是一个很小的组成部分。落在湖盆其他地方的降水可能通过地表水或地下水流到达湖中，也可能由于雨水的流失而丢失土壤水分蒸发蒸腾损失总量．
对流域降水的测量或估计是很难实现的。即使在有精密的雨量计网络或有气象雷达装置作为补充的地方，总的流域降水数据仍然被认为很差。湖泊上直接降水的测量极其罕见;对于一个大湖来说，这种情况尤其严重，因为附近的陆地数据不一定能代表湖面上的情况。每一个气候地区全世界都有其典型的降水模式，区域内的湖泊也受到相应的影响。
地下水通过一般渗透或通过裂缝(弹簧)。地下水被认为是处于饱和地带的水，其表面是地下水位。的深度水位可以通过在饱和区挖一口井并记录水位来确定——除非水受到压力，否则它会在井中上升到高于地下水位的水平。很明显，湖的水位可能与地下水位一致。事实上，除非有不透水的物质介入，否则地下水位会下降、上升或与湖面持平。从饱和带流失到湖中的地下水称为地下水放电．从湖泊引入饱和带的地下水称为补给。地下水在湖泊和饱和带之间交换的速率主要取决于地下水位和饱和带内的压力条件。
在渗透性材料中，地下水位以上的区域称为地下水位曝气带，里面的水叫做土壤水分。土壤水分分为三种类型:吸湿水吸附在土壤表面的颗粒上，水分被持有表面张力在土壤中的毛细空间中，在毛细力的作用下运动，以及在重力影响下通过土壤的水。后者将对地下水的补充和湖泊的水平衡作出最显著的贡献。第二类通常会由于植物的蒸腾作用而受到损失。
水输出
在地表以上或地表以下没有出水口的湖泊被称为闭湖，而那些通过地表或地下水流动而失去水分的湖泊被称为敞湖。因此，封闭的湖泊仅通过蒸发而失去水分。在这些情况下，比水源含盐量低的水的流失会导致湖泊含盐量的增加。
蒸发的垂直梯度得到的结果蒸汽压力在水面上。在水面附近，饱和条件的存在是一个函数温度在界面处。蒸汽压空气表面以上是根据空气温度和湿球温度计算出来的。蒸发发生的速率也取决于影响地表以上饱和空气去除的因素，如风速和热对流。
对蒸发的研究必须肯定构成在所有水文和海洋学工作中占相当大的比例。蒸发研究的主要类别是水收支、能量收支、整体空气动力学技术和蒸汽通量的直接测量(看到水圈）.
所谓的空气动力学技术是基于道尔顿公式，该公式将蒸发量与蒸汽压梯度和风速的乘积联系起来。过去20年的研究得出了这个方程的许多变化，这些变化是通过独立的蒸发量测量来经验确定的。其中最常用的一种是在对海夫纳湖的研究中开发的，甚至这项工作后来也被修改以适应其他气候和条件。很少有工人对目前空气动力学方程的应用水平感到满意。然而，一旦用独立的方法对一个特定的湖泊满意地提出了这种类型的方程，它就很有吸引力，因为它通常采用的是可以常规观察到的数据。
直接测量蒸汽通量是一个极其复杂的问题，因为水面上的运动通常是湍流的，因此需要能够测量快速变化的垂直运动和湿度的仪器。最重要的困难是，远离陆地的大天体上的湍流可能与陆地上的湍流有显著不同。最近在理论发展和仪器方面的进展继续鼓励这种类型的研究。反过来，这一领域的成功为改进提供了机会经验更适合一般湖泊调查的技术。
在许多湖泊研究中，利用蒸发盘的数据来确定湖泊蒸发量。平底锅甚至被开发出来用于在湖泊上漂浮。然而，平底锅不能真正模拟湖泊，因为它们构成了一种不同类型的系统(它们没有暴露在海水中)大气同样地，它们通过两侧交换热量，它们不像湖泊那样储存热量)。
一些蒸发量估计的例子包括年总蒸发量在60至90厘米(2和3英尺)之间安大略湖(使用不同的技术和不同的年份);大约75厘米(2.5英尺)威斯康辛州的门多塔湖;超过210厘米(7英尺)米德湖，亚利桑那州和内华达;大约140厘米(4.5英尺)赫夫纳湖；大约660毫米(26英寸)艾塞尔湖，在荷兰;大约109毫米(4.25英寸)贝加尔湖．
湖泊以地表水流出的形式输出的水通常取决于湖泊的水位和水平面能力流出通道的。尽管湖泊通常有许多表面流入或至少有几条流入的溪流或河流，但它们通常只有一种表面流出物。
水位波动
净水平衡因为一个特定的湖泊会根据输入和输出的周期性和非周期性变化而变化，并反映在湖泊水位的波动中。由于主要的影响因素是气象因素，因此在水位记录中经常可以看到季节性事件的周期性。
湖泊水位的上升通常与高降水季节一致或紧随其后，而水位的下降通常与高蒸发量季节一致。然而，并发症由多种因素引起。冬季大量降水以积雪的形式储存就是一个例子。这些水在春季解冻期间的释放也可能是阻碍了由于河冰的存在，导致了晚春或夏季的高峰。在大型流域，由于流域排水需要时间，强降水的全部影响可能不会立即在湖泊水平衡中实现。在冰川融化是湖泊的主要输入物的地方，水位的变化会受到季节性加热和季节性降水的影响。
虽然人工控制，以分流，疏浚河流和水坝的形式，影响水位五大湖，后者提供了很好的季节变化的例子，因为有很长的水平记录。流入这些大湖的河流相对稳定;也就是说，最大流量与最小流量之比约为2或3比1，相比之下，最大流量与最小流量之比为30比1密西西比河35比1哥伦比亚河．67年湖泊水位的月平均值显示，平均来说，9月份会出现高水位苏必利尔湖六月份是安大略湖。低点分别出现在3月和12月至1月。在此期间，苏必利尔湖的季节性水平平均范围约为30厘米(1英尺)，安大略湖约为45厘米(1.5英尺)。然而，这种模式每年都有很大的不同，而且有异常降水和降水的时期干旱在记录中有显示。这些事件最终会影响下游湖泊，但是，由于它们的流量相对较小，休伦湖密歇根湖供应变化的全部影响的60%需要3.5年才能从安大略湖流出。
湖泊水位的季节性变化可能叠加在长期趋势上，在某些情况下，长期趋势占主导地位。世界上有几个大湖的水位记录说明了长期的相对丰水和干旱。在中非，维多利亚湖，艾伯特，坦噶尼喀,尼亚萨湖表现出大量的长期特征，其中一些是一致的，这表明是一个共同的气候因素造成的。然而，其他这些特征在湖区内并不一致，没有得到充分的解释。
对湖泊水位长期变化影响最大的主要气候因素在许多地点长期没有记录。大约在1850年以前，人们还没有对降水进行常规观测。一些有用的证据可以在诸如年轮和树木等自然记录中找到泥炭沼泽地层学。
在一个在世界范围内在此基础上，有证据表明，在19世纪中期和20世纪前25年接近尾声的一段时间内，碳排放水平较低。乔治湖在澳大利亚,里海西部有几个湖泊北美西藏班公湖等都表现出了这些特征。