作用大大削弱，使惯性力的作用相对显得十分突出。相对突出的惯性力作用，使异重流能够轻易超越障碍及爬高，这是一般水流运动做不到的。此外，由于重力作用减弱，阻力作用也显得十分突出，由于阻力作用
因此，异重流要维持长距离运动，清浑水交界面在水流方向上必须有足够的坡度。
三、湖泊、水库水量平衡与调节作用
（一）湖泊水库的水量平衡
1.湖泊的水量平衡 湖泊水量，由于入流和出流在数量上不尽相等而发生变化，湖泊水量的这一变化过程，可用水量平衡方程式来表示：
Vp VRd1 VRg1=VE VRd2 VRg2 Vq±V△V
式中，Vd为湖面降水量；VRd1，VRd2分别为入、出湖地表径流量；VRg1，VRg2分别为入、出湖地下径流量；VE为湖面蒸发量；Vq为工农业用水量；△V为计算时段始末湖水贮量的变量。以上各项均为按计算时段计算，单位为亿立方米。
对于闭合流域，因无地下径流的流入与流出，则上式简化为：
Vp VRd=VE VRd1 Vq±△V (3-64)
对于内流湖泊，因无地表径流自湖内流出，则上式又可简化为：
Vp VRd1=VE Vq±△V (3-65)
2.我国主要湖泊的水量平衡 我国主要大湖水量平衡如表3—15。
1）从湖水补给看湿润的东部平原区，入湖地表径流量占湖泊总补给水量比重很大，其中又以湖泊补给系数（指流域面积与湖水面积的比值）大的洞庭湖（56.2）、鄱阳湖（47.7）更为突出；干旱半干旱的西北内陆地区，湖面降水及入湖地下径流占据了一定比重，入湖地表径流所占比重相对较小，其中青海湖入湖地表径流所占比重甚至还不及湖面降水的比重。
2）从湖水的消耗看外流湖泊以出湖地表径流量为主；内陆湖的入湖水量几乎全为湖泊蒸发所消耗。
3）从湖水补给量地区分布看极不平衡，江淮流域的湖泊年补给量为5000—6000亿立方米，东北、内蒙古的湖泊为100亿立方米，新疆博斯腾湖为30亿立方米，青藏高原的湖泊则更小了。
此外，据研究，我国湖泊补给水量年际变化较大，丰枯水年的水量差一般多为2—5倍，洪泽湖可达23倍。丰水年湖泊贮水量一般有所增加，而枯水年则减少，湖泊水量年内变化则更为显著，最大入湖月径流量与最小入湖月径流量的比值，鄱阳湖、洞庭湖为6—15，而镜泊湖和乌伦古湖则可达100以上。年内分配随流域降雨的年内变化和湖泊贮水能力大小而变。
3.湖泊的换水周期及其意义 湖泊是换水缓慢的滞流水体，从湖内大量引水，导致湖泊水位的下降，湖水面积的缩小，使湖区生态环境发生一系列的变化，造成许多不利的影响。
湖泊换水周期的长短，可以作为判断能否引用湖水资源的一个参考指标。
式中，T为换水周期，以天计；W为湖泊贮水量，以立方米计；Q为年平均入湖流量，以立方米/秒计。
上式表示湖泊贮水量被年平均入湖水量完全替换所需的时间，根据此式，可以计算湖泊的换水周期。表3－16为我国湖泊换水周期表，由表可见：东部平原5大淡水湖换水周期均小于1年，说明入湖径流量大，湖水利用后，能很快得到恢复，不会引起生态环境的恶性循环。布伦托海、羊卓雍湖、青海湖的换水周期分别大于8.5年、25.2年和60.4年，则不宜引用。因为来水量太小，一经引用难以得到恢复，这些湖又处于干旱半干旱地区，水量得不到补充，湖泊生态环境会发生严重变化。