中国喀斯特湖主要集中分布在喀斯特发育的黔、桂、滇等省区。如贵州威宁的草海，原是个典型的喀斯特盆地，公元1857年（清咸丰七年）因暴雨引起山洪暴发，洪水携带大量沙石阻塞了喀斯特盆地的落水洞，经潴水后才成为一个湖泊。该湖集水面积为190平方公里，年入湖水量0.9亿立方米，湖面积为29.8平方公里，水深近两米，贮水量为0.3亿立方米左右。于1973年凿开水洞，排干湖水，垦为农田，现已退田还湖。云南中甸的纳帕海，两岸断崖有3个水平溶洞，水位高时成为湖水的排泄水道；湖底还有许多裂隙和落水洞，每当湖水涨时，湖面常出现一些漏斗状旋涡。滇东的一些构造湖，湖底与湖周的碳酸盐类地层的喀斯特现象亦较发育，湖滨有较多的喀斯特泉和暗河出露，有的湖泊系以喀斯特泉的补给为主。如阳宗海东岸的黄水洞、秦已洞，滇池西岸的蝙蝠洞。均有暗河补给湖泊，咯斯特的发育对这类构造湖的演变也起着一定的作用。
6.风成湖
中国沙漠地区有成百上千个被称作“明珠”的大小湖泊，它们中有淡水湖，也有咸水湖或盐湖。如毛乌素沙地分布有众多的湖泊，大小计170余个，虽然大部分是苏打湖和氯化物湖，但也有淡水湖分布。腾格里沙漠内部分布了众多面积很小的季节性的草湖，其中由泉水补给的湖泊水质较好。乌兰布和沙漠西部为一古湖积平原，分布有盐湖。其中吉兰泰盐池是中国开采已久的著名盐湖之一。塔克拉玛干沙漠的东北，靠近塔里木河下游的一些丘间洼地，也有风成湖分布。分布在科尔沁沙地，浑善达克沙地及呼伦贝尔沙地的一些湖泊，仅湖盆中央稍有积水，周围是沼泽，水质较好，矿化度在1～3克／升之间，湖周是天然牧场。只有少许湖泊因基底岩层隔水，水质较差，矿化度达10～20克／升而未予利用。
至于沙漠中湖泊的成因，部分是风蚀洼地的底部低于潜水面而形成，部分是残留的古湖泊，也受风蚀的影响。这些湖泊的滨湖地区，由于牧草茂密，大多成为优良的天然牧场，是沙区少数民族劳动生息的地方。
7.河成湖
河成湖的形成与河流的演变有密切关系。一种是由于河流泥沙在泛滥平原上堆积不均匀，造成天然堤之间的洼地积水而成的湖泊，如江汉平原湖群和河北洼淀湖泊，多属于这一类型；另一种是支流水系受阻，泥沙在支流河口淤塞，使河水不能排入干流而壅水成湖，如淮河南岸在19世纪三四十年代，因霍丘县附近受堵而形成城东、城西两湖；还有一种是河流横向摆动，在被废弃的古河道上积水而成的湖泊，如长江的黄古—九江—安庆—大通段沿江两岸的湖泊，以及东北地区嫩江、海拉尔河、乌尔逊河等沿岸星罗棋布的咸泡子，大多属于这类成因。
在黄河干流以南至徐州间的运河线上，有一连串近南北向的狭长湖泊，这些湖泊沿鲁南山区西侧断层而分布，是公元1194年黄河南徙后，泗水下游被壅塞，水流宣泄不畅，潴水而成的一系列湖泊，如南四湖和洪泽湖等。
8.海成湖
中国的海成湖分布于滨海冲积平原地区，它是冲积平原与海湾沙洲封闭沿岸海湾所形成的湖泊，台湾省西南岸的高雄港就是一个典型的海成澙湖，湖岸曲折而海岸平直，湖泊长轴沿海岸线方向延伸。这类湖泊在广东、山东、河北等沿海均有分布，但规模较小。然而中国最主要的海成湖，还是在海湾和河流共同作用下所形成的古澙湖。太湖就是这样形成的。此外，风景如画的杭州西湖，在数千年前还是与钱塘江相通的一个浅海海湾，以后由于海潮与河流所夹带的泥沙不断在海湾口附近沉积，使湾内海水与大海逐渐分离，而接纳地表、地下径流，逐渐淡化，方形成今日的西湖。
影响湖泊演变的主要因素
自然界的任何事物，都有其产生、发展和消亡的过程，湖泊亦不例外。湖泊形成之后，在汇集流域来水的同时，也汇纳了一定数量的泥沙。天长日久，大量泥沙沉积于湖底，使原来湖岸陡峭、烟波浩瀚的大湖逐渐向小型化演变，岸坡渐趋平缓，洲滩逐渐发育，水域不断缩小，湖盆日渐浅平，为各种大型水生植物的生长创造了条件。大型水生植物由沿岸向湖心迅速蔓延，不仅加速了泥沙的淤积，而且水生植物和其它生物残体的不断堆积，使湖泊向沼泽化发展，走向自己的消亡阶段。而分布在中国广大内陆地区的湖泊，其演变过程则有所不同。内陆湖区为典型的大陆性气候，干旱少雨，蒸发强烈，时有劲风。因此，风沙成为湖泊演变过程中不可忽视的重要物质来源。再者，内陆湖泊不仅是流域内的聚水盆，也是流域内的聚盐盆，有大量盐类随径流汇入湖中。由于盐分不断积累，湖泊就会由淡水湖逐渐演变为咸水湖，进而演变为盐湖。湖泊终因大量盐类年复一年地沉积而趋向消亡。
以上所述仅是中国湖泊演变的梗概。在湖泊演变过程中，由于气候的变化和新构造运动的影响，都会引起湖泊水量平衡诸要素以及湖盆形态的变化，直接或间接地导致湖泊消长。所以，湖泊的演变是要经历相当复杂和漫长的过程。人类大规模的经济活动，如筑堤建闸、围垦种植、渔业捕捞、罱泥积肥和开采盐类资源等，对湖泊的演变都会产生巨大的影响，加速或延缓湖泊的消亡过程。
影响湖泊演变的主要因素有：
1.泥沙影响
入湖泥沙量的多少直接影响到湖泊寿命的长短。位于中国东部平原上的湖泊，一般都与大江大河相通，湖泊为泥沙提供了良好的沉积环境。如黄、淮、海流域在历史上原是湖泊洼淀星罗棋布之地，它们的逐渐消亡与含沙量高的河流的发育是分不开的。海河流域由于支流众多，下游河床受泥沙淤积而不断抬高，尾闾又排水不畅，因此，湖盆受泥沙淤积十分严重。加上黄河在公元10世纪以前，流经现在的海河，河床并多次改道，影响了湖泊的寿命，如文安洼、安晋泊等湖泊均由于这一原因而成为历史陈迹。黄河自1194年开始南徙以后，泗、淮二水被黄河所夺，泗、淮地区的湖泊淤积更盛，历史上的水泊梁山——东平湖和苏北射阳湖的消亡以及洪泽湖大淤滩的形成，均是黄河泛滥所引起的直接结果。
江汉平原湖群原是古云梦泽的一部分，是古云梦泽淤积消亡过程中因泥沙堆积的局部差异而造成的洼地积水。古云梦泽演变到泛滥平原阶段，已经是古云梦泽消亡和江汉平原形成的前夕。古云梦泽虽已被长江、汉水等携带泥沙停积而分化、消亡，但江汉平原上还是大湖连片，河湖不分，到处湖水茫茫一片，只是后来由于长江、汉水及其大小支流携入泥沙的进一步堆积，才使湖泊分离，缩小成众多的湖泊水荡，有的则被淤积而消亡。
2.气候影响
气候趋向干旱，易使湖水蒸发，湖面缩小乃至消亡，或由外流湖演变成内陆湖；气候趋向湿润，入湖水量增加，湖面扩大，湖水也日渐淡化。由于气候因素在一个湖区的变化是波动式的，在湖泊地貌形态上往往留下一些有力的证据。
位于中国青藏高原和蒙新高原的大多数湖泊，由于气候干旱、蒸发量大于补给量，使湖面普遍发生退缩，湖水亦不断浓缩，而向咸水湖或盐湖方向过渡，这些特点在湖泊地貌上的反映也是多方面的。例如，西藏高原一些内陆湖的古湖岸线一般可达一二十级，若从最高一级古岸线来恢复古代湖泊的
面积，据推算，比现代的湖泊面积要大10倍以上，多道古岸线的产生，与区域气候的变迁以及高原新构造隆起有一定的关系，但每个湖泊具体的演变历史并不完全一致。在干旱地区，有些湖泊受气候影响，会引起入湖河道的断流和湖水位的下降，使原来完整的湖泊被分解成若干彼此相连或不相连的湖泊。如著名的居延海，因额齐纳河补给水量的减少，引起湖泊退缩，被分成嘎顺诺尔和苏古诺尔两个湖泊。又如西藏的色林错及其附近的错鄂，班戈错、吴如错、格仁错等以及柴达木盆地中的众多湖泊，历史上均是色林错古巨泊和柴达木古巨泊的完整湖体。
3.人为影响
湖泊围垦对湖泊演变的影响，是人类经济活动所造成的。据长江中下游湖南、湖北、江西、安徽、江苏五省湖泊资料的统计，新中国成立初期原有湖泊面积达28859平方公里，而目前湖泊面积仅为20134平方公里，消亡了8700多平方公里，不仅是自然消亡，而大部分是人们的盲目围垦所致，因为三四十年时间对湖泊演变历史来说仅是很短暂的一瞬间，自然消亡的因素影响很小。如素有“千湖之省”的湖北，现有湖泊面积不足新中国成立初期的1／3，30余年共围垦湖泊面积近6000平方公里。被誉为“水乡泽国”的江苏，自1957年以来，因围湖造田所削减的湖泊面积达700多平方公里，著名的鄱阳湖和洞庭湖，新中国成立以来围垦的面积均在1500平方公里以上。云南是中国南方淡水湖泊分布集中的一个省份，前些年也因围湖造田成风，使一些淡水湖受损。华北平原上的一些洼淀湖泊，也由于明末清初的大规模筑堤围垦，到1881年（清光绪七年）洼淀湖泊面积只剩下清朝初期的1／10，结果使大多数湖洼趋于消亡。
此外，新构造运动也影响到湖泊的沧桑变迁。如随着青藏高原的不断隆起，一些外流湖变成为内陆湖。羊卓雍错在古代曾是个巨大的高原外流湖，湖水通过墨曲汇入雅鲁藏布江；班公错西部原与印度可支流约克河相通，历史上也曾经是外流湖。随着高原隆起，湖水被袭夺流失，亦可形成干涸的古湖盆。如藏东的下秋卡盆地，孔马盆地、那曲盆地，藏南的吉隆盆地、定日盆地，夏雄盆地，青海的共和盆地以及云南的曲靖坝、蒙自坝、保山坝等，都是历史上的古湖泊。
