湖泊的影响可波及附近一定距离的陆地，使之具有湖泊气候的某些特点。湖泊面积愈大，湖水愈深，湖泊气候的特点及其对周围陆地的影响愈明显。

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。

湖泊形成之后，由于湖泊水面对太阳辐射的反射率小，水体比热大，蒸发耗热多，使湖面上气温变化与周围陆地相比较为和缓，冬暖夏凉，夜暖昼凉。湖面上湿度大。夜雨多于日雨。由于湖泊的存在使冬季和夜间近地气层不稳定，夏季和白天则气层稳定，因此湖面上日雨量减少，雷暴多发生于夜间。由于夏季和白天雨量较少，使年总降水量偏少，但冬季和夜间湖区降水量反可比陆地多。由于湖泊和陆地之间的温差，形成以一昼夜为周期的湖陆风，夜间风从陆吹向湖，白天风从湖吹向陆。由于湖风的调节，湖滨地区夏季白天气温偏低，冬季偏高。湖泊面积愈大，湖水愈深，湖泊气候的特点及其对周围陆地的影响愈明显。

湖泊一旦形成，就受到外部自然因素和内部各种过程的持续作用而不断演变。入湖河流携带的大量泥沙和生物残骸年复一年在湖内沉积，湖盆逐渐淤浅，变成陆地，或随着沿岸带水生植物的发展，逐渐变成沼泽；干燥气候条件下的内陆湖由于气候变异，冰雪融水减少，地下水水位下降等，补给水量不足以补偿蒸发损耗，往往引起湖面退缩干涸，或盐类物质在湖盆内积聚浓缩，湖水日益盐化，最终变成干盐湖，某些湖泊因出口下切，湖水流出而干涸。此外，由于地壳升降运动，气候变迁和形成湖泊的其他因素的变化，湖泊会经历缩小和扩大的反复过程，不论湖泊的自然演变通过哪种方式？结果终将消亡。

湖泊的形态决定于其成因和发展过程。构造湖一般水深岸陡，但随着湖泊的变迁，有的构造湖的某些特征可逐渐消失。火口湖通常面积小，深度大。如中国长白山天池面积仅9.8平方公里，而深达373米。湖泊形态特征影响湖水的物理化学性质和水生生物的分布规律。湖泊形态参数有：面积，一般系指最高水位时的湖面积。容积，指湖盆储水的体积，它随水位而变化。长度，沿湖面测定湖岸上相距最远两点之间的最短距离，根据湖泊形态，可能是直线长度，也可能是折线长度。宽度，分最大宽度和平均宽度，前者是近似垂直于长度线方向的相对两岸间最大的距离，后者为面积除以长度。岸线长度，指最高水位时的湖面边线长度。岸线发展系数，指岸线长度与等于该湖面积的圆的周长的比值。湖泊补给系数，湖泊流域面积与湖泊面积之比值。湖泊岛屿率，湖泊岛屿总面积与湖泊面积之比值。最大深度，最高水位与湖底最深点的垂直距离。平均深度，湖泊容积与相应的湖面积之商。湖泊形态参数定量表征湖泊形态各个方面，是湖泊(水库)规划、设计和管理的基本数据，也可用来对比不同湖泊的水文特性。

按运动要素随时间的变化的特性，分为周期性运动，如湖泊波浪、湖泊波漾、伴随波漾产生的湖流；非周期性运动，如漂流、吞吐流等。按运动方式分为混合、湖流、增减水、波浪和波漾等。按运动发生在湖水中的垂直位置可分为表面运动与内部运动。各种形式的运动常互相影响，互相结合。湖水运动形式取决于湖水成层结构，内部密度分布，作用力的性质、历时、周期性、空间分布，湖盆形态等因素。外力作用停止后，湖水运动受黏滞力与摩擦力作用和湖泊边界的阻碍而逐渐衰减，以至最后消失。

按变化规律分为周期性和非周期性两种，周期性的年变化主要取决于湖水的补给。降水补给的湖泊，雨季水位最高，旱季最低；冰雪融水补给为主的高原湖泊，最高水位在夏季，最低在冬季；地下水补给的湖泊，水位变动一般不大。有些湖泊因受湖陆风、海潮、冻结和冰雪消融等影响产生周期性的日变化，非洲维多利亚湖因湖陆风作用，多年平均水位日间高于夜间9.9厘米。非周期性的变化往往是因风力、气压、暴雨等造成的。中国太湖在持续强劲的东北风作用下引起的增减水，在同一时段中，能使迎风岸水位上升1.1米，背风岸水位下降0.75米。此外，由于地壳变动、湖口河床下切和灌溉发电等人类活动也可使水位发生较大变化。

湖面吸收太阳能，获得热量，而通过水面蒸发、水面有效辐射和水面与大气的对流热交换等失去热量。湖泊热量的输送和交换，可以用湖泊热量平衡方程来表达和计算。由于湖泊热量平衡的某些要素(如湖泊蒸发率)不易精确测定，因而通常用水温来表达湖中的热动态。太阳辐射主要是增高湖水表层的温度，而下层湖水的温度变化主要是湖水对流和紊动混合造成的。湖水因温度不同也可造成密度差异，在水层不稳定状态下产生对流循环，在对流循环达到的深度以上，水温趋于一致。风的扰动可使浅水湖泊在任何季节产生同温现象；而风的扰动对于深水湖泊只能涉及湖水上层，因而在垂向上会产生上层与下层不同的温度分布。上、下水层之间温度变化急剧的中间层称为温跃层。湖水温度具有一定的年变化和日变化，这种变化在湖水表层最为明显，随着深度的增加而减弱。湖水的冰点取决于湖水盐度和静水压力。此外，湖水结冰还与风力有关，在相同的气候条件下，不同的湖泊或者一个湖泊中的不同部分，结冰现象并非同时出现。

湖水的辐射特性决定湖水温度，影响湖水物理化学性质的分布，而湖水中各种生物的繁殖、生长和发展也都与湖水辐射特性有关。射在湖面的太阳光部分进入水体，部分被反射。进入水体内的太阳光部分被吸收，部分散射，即使在浅水湖泊中也只有很少一部分透过水层被湖底吸收。射入湖水中的太阳光极大部分为水的最上层所吸收，只有1～30%达到1米深处的水层，透入5米深处的只有0～5%，而进入10米深处的不足1%。湖水吸收太阳光和使太阳光散射的能力与水中的各种悬浮质的数量和颗粒大小有关，悬浮质越多、颗粒越大，对光的吸收和散射能力越强，同时散射到水面的分量也越小。光线透入水中的深度，随湖水的浑浊度增加而减少。在浑浊不清的湖水中光线只能深入数米，而在清澈的湖水中，200米深水中尚能存在微弱的光线。

根据湖水所含主要离子的种类不同，湖水通常分为碳酸盐水、硫酸盐水和氯化物水等。湖水的化学类型反映了随湖水含盐量变化而引起的水质变化过程。湖水含盐量地区差异悬殊，也有季节变化。中国的淡水湖泊主要集中在长江中、下游平原，湖水的矿化度一般为150～500毫克/升。咸水湖和盐湖主要分布在青藏高原、内蒙古和新疆地区。咸水湖的矿化度大多为1～20克/升，浓度有日益增高的趋势。盐湖的矿化度一般为300克/升左右，化学类型齐全。溶解气体中的氧、游离二氧化碳，水中氮、磷、硅、钾、锌、铁等生物营养元素和有机质的含量，对于湖中水生生物具有特别重要意义。

有湖泊存在的地方就会形成湖泊气候。陆地上洼地积水形成的水域宽阔、水量交换缓慢的水体。为地表水的一个组成部分，因其水量交换缓慢和不与大洋发生直接联系而区别于河流和海。按成因分为构造湖、火山口湖、阻塞湖、河成湖、风成湖、冰成湖和人工湖(水库)；按补给条件分为有源湖和无源湖；按排泄条件分为外流湖和内流湖；按湖水含盐度分为淡水湖、咸水湖和盐湖；按湖水中的营养物质分为贫养湖、富养湖和腐殖质贫养湖；还可按湖水循环现象或热状况划分为各种类型。

世界湖泊分布很广，以北美和北欧的分布较为集中，总面积达210万平方公里，占全球大陆面积的1.4%。中国湖泊总面积达8万平方公里以上，面积大于1平方公里的有2800多个，主要分布于东部平原、青藏高原、蒙新地区、云贵地区及东北地区。湖泊蕴藏着大量的水能、水利、矿产、水生生物等资源，可用于灌溉、航运、发电、调节径流、化工生产、渔业生产和旅游观光等。湖泊是湖盆、湖水和水中物质相互作用的自然综合体，在外部因素和内部过程的持续作用下不断演变。入湖河流携带的大量泥沙和生物残骸逐年沉积，使湖盆淤浅成陆地；沿岸水生植物的大量生长，使湖泊逐渐变成沼泽；内陆湖往往因气候变异而引起盐分聚积浓缩，最终变成干盐湖。此外，地壳升降运动、气候变迁等其他因素的变化，也都会使湖泊面积发生变化

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着重要的作用，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。

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，当湖泊随着表面冷却降到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，则表明湖泊存在着不稳定的条件。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，以及通过河道径流、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着支配作用。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着风向右偏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米。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。湖面波浪沿着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道径流、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后上升，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。