PAGEPAGE26一、基本概念干潔空氣、干潔空氣的組成大氣氣溶膠大氣的垂直分層相對濕度、日變化特點霾太陽常數直接輻射、散射輻射、太陽總輻射大氣窗熱成風三圈環流海陸風海氣相互作用沃克環流厄爾尼諾水分循環比降徑流汛洪水三要素礦化度泉冰川粒雪化24泥炭化25潛育化二、問答（知識點）說明大氣中水汽的狀態及其特點在不同緯度，對流層高度是否一樣?為什么?對流層和平流層的氣溫隨高度如何變化?原因是什么?對流層和平流層中，大氣運動的特點是什么?對流層具有哪些特點？什么是輻射霧？形成輻射霧的條件？什么是平流霧？形成平流霧的有利條件？全球有哪四個降水帶？什么是氣溫的非絕熱變化？包含哪些過程？什么是氣溫的絕熱變化？分為哪兩種類型。影響氣溫日較差的因素有哪些？氣壓場的基本型式有哪幾種？影響大氣運動的力有哪些？氣壓梯度力的方向如何確定？什么是地轉風？地轉風有什么特性？如何確定地轉風的方向？北半球低（高）壓中心的氣流運動方向如何。全球平均緯向環流有哪幾個？（赤道東風帶、中緯度西風帶、極地東風帶）季風的成因是什么？臺風形成的基本條件是什么？西太平洋副高對我國天氣的影響如何。迎風山地對降水的形成有什么作用？森林對氣候有何影響？（森林可使溫度變化趨于緩和；增大濕度和降水；加速水分循環，改變風向和風速）什么是城市熱島效應？形成原因是什么？氣候的形成和變化受受哪些因素的影響與制約？【太陽輻射（太陽活動的變化、地球軌道因素的改變、火山活動引起大氣透明度的變化）、宇宙-地球物理因子，大氣環流和大氣化學組成的變化，、下墊面地理條件的變化，人類活動對氣候的影響】水分循環的成因有哪些？水分循環的類型有哪幾種？河流分為幾個段？根據干支流分布的形狀對水系進行分類，主要可以分為哪幾類？河流補給的形式主要有哪些？各種補給形式的特點是什么？徑流的形成包括哪幾個階段？河川徑流的年內周期性變化包括什么？造成洪水的主要原因是什么？湖泊的水量來源是什么？以內力作用為主形成的湖盆有哪些？（構造湖、火山口湖和阻塞湖等）以外力作用為主形成的湖盆有哪些？（河成、風成、冰成、海成、溶蝕等湖）火山口湖與瑪珥湖的主要區別？按湖水礦化度分類，湖泊分為哪幾類湖？外流湖的水文特點是什么？沼澤的分類。沼澤的水文特征有哪些？巖石的水理性質主要包括什么？地下水的來源與出路是什么？地下水的酸堿度主要取決于什么？地下水的運動形式有哪些？巖土中作用于水分的力有哪些？按埋藏條件地下水分為哪幾類？什么是潛水？有何特征？如何繪制潛水等水位線圖，有何作用？承壓水有何特點？冰川的特點是什么？冰川的形成有哪些內外條件？按照冰川的規模和形態，冰川分為哪兩大類？我國的冰川屬于哪一類？表層海水的鹽度分布有何特點？海水的溫度分布有何分布特點？海水運動的形成有哪幾種？風浪與涌浪有什么區別？按成因分類，洋流分為哪幾種類型？預計題型有：填空題、選擇題、判斷題、名詞解釋、簡答題Chat1氣候的形成和變化受多種因子的制約，既有能夠影響氣候而本身不受氣候影響的外部因子（如太陽輻射、地球軌道參數的變化、大陸飄移、火山活動等），又有氣候系統內部各成員之間的相互作用內部因子。干潔空氣：氣象上通常稱不含水汽和懸浮顆粒物的大氣為干潔空氣，簡稱干空氣。干潔空氣中氮(78.08%)和氧(20.95%)占了總體積的99.03%，加上氬(0.93%)，三者合占99.96％，其他氣體僅占0.04%。所以，氮氧氬是干潔空氣的主要成分。其它成分，如CO2、O3、CO、CH4、H2S、SOx等，稱為次要成分。干潔空氣中大多數氣體的臨界溫度低于自然狀況下大氣中可能出現的最低溫度，CO2的臨界溫度雖然較高，但它所對應的壓力卻大大超過其實際分壓力。因此，干潔空氣中的所有成分都呈氣體狀態。一般把大氣的這種保溫作用又稱為“溫室效應”。把具有溫室效應的氣體統稱為“溫室氣體”。大氣中的主要溫室氣體不是大氣的主要成分，而是水汽，CO2，CH4，N2O、CFCs。水汽：①主要來源于海洋、江河湖沼和土壤，以及潮濕物體表面的蒸發和植物的蒸騰。②大氣中的水汽含量、分布極不固定，隨時間、地點、條件而不同，其所占體積變化范圍為0～4％。觀測結果表明，在1.5～2km高度，水汽含量只及地面的1/2；在5km高度，只相當于地面的1/10，再往上更少。③水汽含量雖然不多，但它在大氣溫度變化范圍內可以發生汽態、液態和固態三相轉化，常見的云、霧、雨、雪等天氣現象，都是水汽相變的表現。④水汽還善于吸收和放射長波輻射，顯著影響大氣和地表的溫度。水汽絕大部分集中在對流層下半部，隨高度增加而急劇減少，水汽實際上隨地區和季節的差異有很大的變化。水汽是天氣變化中的重要角色，如果沒有水汽，云霧雨雪等天氣現象就不存在。水汽在大氣化學變化中也起著非常重要的作用。如：水溶性有機物(一元、二元羧酸和低分子量醛類)的存在、化學變化都要有水汽的參與大氣氣溶膠(Aerosol)：大氣中分散、懸浮有液體或固體微粒時的氣體、水汽和懸浮顆粒物的總體稱為大氣氣溶膠。而其中的懸浮物就稱為氣溶膠粒子。根據大氣在垂直方向上溫度、成分、密度、荷電等性質的不同，將大氣的垂直結構分為5層。地球大氣分為哪幾層?對流層厚度最薄、質量最大、水汽最多厚度：大氣的最低層，厚度最簿，并隨緯度、季節而不同，高緯地區平均8~9km，中緯地區平均10~12km，低緯地區平均17~18km，夏季大于冬季。特征：一是溫度隨高度的升高而降低；因為該層的熱量來自于地面的長波輻射，平均氣溫遞減率為0.65oC/100m平流層氣溫隨高度升高的分布特點：下層：其上界離地面約25km左右，氣溫隨高度不變或略微上升，為同溫層；上層：其上界離地面約55km左右，氣溫隨高度升高很快，為逆溫層。因為平流層上層含有大量的臭氧，臭氧能大量地吸收太陽紫外線而增溫。氣流以水平運動為主；由于逆溫的存在，對流不易產生，氣流較平穩。水汽、塵埃含量少，天氣晴朗，能見度好中間層高度：平流層頂向上至85km處。溫度隨高度的升高而迅速下降。因為臭氧的含量下降?？諝庖源怪边\動為主，所以又稱為高空對流層。但由于空氣稀薄，所出現的天氣現象已不如對流層復雜。在80km處白天會出現一個電離層。暖層高度：中間層至800km處。空氣稀薄，空氣密度只占空氣總質量的0.5%，在120km高空，空氣密度小至聲音都難于傳播。溫度隨高度升高而升高。因為所有波長小于0.175um的太陽紫外輻射都被暖層氣體所吸收，頂層溫度可達1000度?？諝馓幱诟叨入婋x狀態，能反射無線電波出現極光現象。外層暖層頂之上（>800km），因大氣十分稀薄，離地面遠，地球引力小，一些高速運動的空氣質點就能散逸到星際空間，所以稱為散逸層。該層氣溫很高，且隨高度而很快升高。大氣密度隨高度減小，但不會等于零，因此，地球大氣與星際空間沒有嚴格的界限。根據衛星探測，2000～3000km高度空氣密度已經接近于星際空間氣體密度（1個/cm3），有人將此定為大氣上界；根據宇宙飛船探測，地球大氣層之外還有一層極其稀薄的電離氣體，可伸展到22000公里1.在不同緯度，對流層高度是否一樣?為什么?對流層和平流層的氣溫隨高度如何變化?原因是什么?對流層和平流層中，大氣運動的特點是什么?濕度：大氣的干濕程度，就是濕度。它表示出了大氣中水分含量的多少。水汽壓(e)：是空氣中所含水汽的分壓力。大氣是混合氣體，常溫常壓下可看作理想氣體，根據道爾頓氣壓定律（對于理想氣體，整個混合氣體的壓力等于各氣體分壓力之和），可將大氣壓力看成干空氣和水汽壓力之和，即：p=pd+e其中，pd表示干空氣氣壓，e即水汽壓，單位是hPa?？諝庵兴吭蕉啵麎涸酱?。絕對濕度(a)：單位體積空氣中所含的水汽質量，又稱為水汽密度()，其單位為g/m3或g/cm3。飽和水汽壓(E)：指一定體積的空氣在一定的溫度條件下所能容納的最大水汽量所具有的壓力?；旌媳?r)：濕空氣中所含的水汽質量mv與該空氣塊中干空氣質量md之比，稱為混合比。比濕(q)：濕空氣中所含水汽質量mv與濕空氣總質量(mv+md)之比，稱為比濕相對濕度(f)：空氣的實際水汽壓(e)與同溫度下飽和水汽壓(E)之比，即為相對濕度相對濕度越大，空氣越潮濕，也越接近于飽和；反之，空氣越干燥，離飽和的程度越遠露點溫度(td)：濕空氣在水汽含量不變、氣壓保持一定的情況下，氣溫下降到使空氣達到飽和時的溫度，稱為露點溫度，簡稱露點。單位是K或oC相對濕度的日變化相對濕度的日變化主要決定于氣溫。氣溫增高時，雖然蒸發加快，水汽壓增大，但飽和水汽壓增大得更多，反使相對濕度減小。溫度降低時則相反，相對濕度增大。因此，相對濕度的日變化與溫度日變化相反，其最高值出現在清晨溫度最低時，最低值出現在午后溫度最高時。相對濕度的年變化：相對濕度的年變化一般以冬季最大，夏季最小形成露和霜的氣象條件是晴朗微風的夜晚。夜間晴朗有利于地面或地物迅速輻射冷卻，近地面層空氣溫度很快下降到露點。多云的夜晚，大氣逆輻射增強，地面有效輻射大為減弱，近地面層空氣溫度難以下降到露點，不利于水汽凝結。微風可使輻射冷卻在較厚的氣層中充分進行，而且可使貼地空氣得到更換，保證有足夠多的水汽供應凝結。無風時可供凝結的水汽不多，風速過大時由于湍流太強，使貼地空氣與上層較暖的空氣發生強烈混合，導致貼地空氣降溫緩慢，均不利于露和霜的生成。氣團霧氣團霧鋒面霧冷卻霧蒸發霧混合霧輻射霧平流霧上坡霧輻射霧是因地面輻射冷卻，使近地面層空氣變冷，水汽凝結而成；多出現于秋冬季節無云的夜晚利于形成輻射霧的條件是：①空氣中有充足的水汽；②天氣晴朗少云；③風力微弱(1—3m/s)；④大氣層結穩定。輻射霧多出現在高氣壓區的晴夜，它的出現常表示晴天(“十霧九晴”)。如，冬半年我國大陸上多為高壓控制，夜又較長，特別有利于輻射霧的形成平流霧是由于暖濕氣流移到冷的下墊面上，冷卻降溫，水汽凝結而形成。形成平流霧的有利條件是：①下墊面與暖濕空氣的溫差較大；②暖濕空氣的濕度大；③適宜的風向(由暖向冷)和風速(2—7m/s)；④層結較穩定。霾mái（灰霾）是大量極細微的干塵粒等均勻地浮游在空中，使水平能見度小于10千米的大氣混濁現象。水分含量達到90％以上的叫霧，水分含量低于80％的叫霾。80～90％之間的，是霧和霾的混合物，但主要成分是霾?；姻惨话愠庶S色、橙灰色；霧的顏色是乳白色、青白色。降水量的分布降水量的空間分布受地理緯度、海陸位置、大氣環流、天氣系統和地形等多種因素制約。從降水量的緯度分布來看，全球可劃分四個降水帶：（1）赤道多雨帶：赤道及其兩側地帶是全球降水量最多地帶(2000~3000mm/yr)。如果氣流運動方向與地形相配合，可以形成大量的降水。例如，尼加拉瓜圣若德爾-蘇爾(11oN)年降水量6588mm；哥倫比亞中部的阿諾利(7oN)7139mm/yr；非洲喀麥隆山地西坡(4oN)高達10470mm/yr。2）副熱帶少雨帶：南北半球15~30o緯度帶受副熱帶高壓控制，以下沉氣流為主，是全球降水量稀少帶，尤以大陸西岸和內部更少，年降水量一般不足500mm，不少地方只有100~300毫米，是全球荒漠相對集中分布地帶。應該指出，本帶并不到處少雨，因地理位置、季風環流、地形等因素影響，某些地方降水很豐富，全球年降水量最高記錄卻出現在本帶內。例如，喜馬拉雅山南坡印度境內的乞拉朋齊(25oN)年平均降水量高達12665mm，絕對最高年降水量竟達26461mm(1860年8月~1861年7月)。太平洋夏威夷群島中的威阿里阿(22oN)12090mm/yr。我國大部分地區屬于這一緯度帶，因受季風及臺風影響，東南沿海一帶年降水量在1500mm左右。（3）中緯度多雨帶：溫帶年降水量比副熱帶多，一般在500~1000毫米。多雨的原因，主要受天氣系統影響，即鋒面、氣旋活動頻繁，多鋒面、氣旋雨。大陸東岸還受到季風影響，夏季風來自海洋，帶來較多的降水。本帶也有局部地區降水特別豐富，例如智利西海岸(42~54oS)3000~5000mm/yr；亞得里亞海岸的徹爾克威(42o32’N)4620mm（4）高緯度少雨帶：本帶因緯度高，全年氣溫很低，蒸發微弱，故降水量偏少，年降水量一般不超過300毫米。Chart2:黑體？太陽常數——在大氣上界，垂直于太陽光線的單位面積上1分鐘內獲得的太陽輻射能量，稱為太陽常數。其大小為1370W/m2。到達地面的太陽輻射有兩部分：一是太陽以平行光線的形式直接投射到地面上的，稱為太陽直接輻射(S)；二是經過散射后自天空投射到地面的，稱為散射輻射(D)，兩者之和稱為太陽總輻射(S＋D)。直接輻射：太陽直接輻射的強弱和許多因子有關，其中最主要的是太陽高度角和大氣透明度。太陽高度角愈小，等量的太陽輻射散布的面積就愈大，地表單位面積上所獲得的太陽輻射就愈小。太陽高度角愈小，太陽輻射穿過的大氣層愈厚，太陽輻射被減弱也較多，到達地面的直接輻射就較少.大氣透明度決定于大氣中所含水汽、水汽凝結物和塵粒雜質的多少，這些物質愈多，大氣透明程度愈差。因而太陽輻射受到的減弱愈強，到達地面的太陽輻射也就相應地減少。直接輻射有顯著的年變化、日變化和隨緯度的變化。這種變化主要由太陽高度角決定。一天中，日出、日沒時太陽高度最小，直接輻射最弱；中午太陽高度角最大，直接輻射最強。一年中，直接輻射在夏季最強，冬季最弱。低緯度地區一年各季太陽高度角都很大，地面得到的直接輻射較中、高緯度地區大得多。散射輻射散射輻射的強弱也與太陽高度角及大氣透明度有關。太陽高度角增大時，到達近地面層的直接輻射增強，散射輻射也相應地增強；相反，太陽高度角減小時，散射輻射也弱。大氣透明度不好時，參與散射作用的質點增多，散射輻射增強；反之，減弱。云也能強烈地增大散射輻射。陰天的散射輻射比晴天的大得多。散射輻射的變化也主要決定于太陽高度角的變化。一日內正午前后最強，一年內夏季最強。總輻射日出前，地面上總輻射只有散射輻射；日出后，隨著太陽升高，太陽直接輻射和散射輻射逐漸增加，但前者增加得較快。中午時太陽直接輻射與散射輻射強度均達到最大值；中午以后二者又按相反的次序變化。云的出現會破壞這種規律。如中午云量突然增多，總輻射的最大值可能提前或推后，這是因為直接輻射是組成總輻射的主要部分，有云時直接輻射的減弱的量要比散射輻射增強的量多的多。在一年中月平均總輻射強度夏季最大，冬季最小。總輻射隨緯度的分布一般是，緯度愈低，總輻射愈大。反之就愈小。地面輻射絕大部分被大氣中的云、霧、水汽和二氧化碳等吸收，只有波長為8.4~12mm的部分，可穿過大氣層進入宇宙空間，故稱此波段為“大氣窗這個波段的輻射，正好位于地面輻射能力最強處，地面輻射有20％的能量透過窗口射向宇宙空間。地面輻射波長為3－80mm如果空氣內能變化是由空氣與外界熱量交換而引起的，稱為非絕熱變化(過程)；如果空氣與外界沒有熱量交換，空氣內能變化是由外界壓力的變化對空氣作功，而使空氣膨脹或壓縮而引起，稱為絕熱變化(過程)?？諝馀c外界交換熱量的方式有傳導、輻射、對流、湍流和蒸發凝結(包括升華、凝華)。日最高氣溫與最低氣溫之差，稱為氣溫的日較差。影響氣溫日較差的因素：1)

緯度：日較差隨緯度減小。因高緯度白天氣溫低、夜間有效輻射少。2)

季節：夏季大、冬季小，但最大在春季，最小在冬季3)

地形：凸地變幅小，凹地變幅大，因為凹地白天散熱慢，夜間有效輻射強4)

下墊面性質：水面上日較差小，陸地上大5)

天氣：晴天日較差大于陰天總體上，氣壓總是隨高度增加而降低。因為空氣密度和空氣柱厚度隨高度升高而減小，故空氣柱重量減小，氣壓降低。①氣壓隨高度的變化與氣溫和氣壓有關：在氣壓相同的條件下，氣柱溫度愈高，單位氣壓高度差愈大，氣壓垂直梯度愈小。因此，當空氣受熱狀況有差異時，暖區的氣壓垂直梯度比冷區小。在氣溫相同條件下，氣壓越高，單位氣壓高度差越小，氣壓垂直梯度越大。因此，在地面的高氣壓區，氣壓隨海拔高度上升很快降低，上空往往出現高空低壓。基于這兩點，在地面受熱較強的暖區，地面氣壓常比周圍低，而高空氣壓往往比同一海拔高度的鄰區高；在地面熱量損失較多的冷區，地面氣壓常比周圍高，而高空氣壓往往比周圍低。這就使得同一水平面上氣壓的分布呈現不均勻的特點。②氣壓的日變化：地面氣壓的日變化有單峰、雙峰和三峰等型式，其中以雙峰型最為普遍，其特點是一天中有一個最高值、一個次高值和一個最低值、一個次低值。一般，清晨氣壓上升，9—10時出現最高值，以后開始下降，到15—16時出現最低值，此后又逐漸升高，到21—22時出現次高值，以后再度下降，到次日3—4時出現次低值。最高、最低值出現的時間和變化幅度隨緯度而有區別，熱帶地區氣壓日變化最為明顯，日較差可達3—5hPa。隨著緯度的增高，氣壓日較差逐漸減小，到緯度50°日較差已減至不到1hPa。氣壓的空間分布稱為氣壓場。由于各地氣柱的質量不相同，氣壓的空間分布也不均勻，有的地方氣壓高，有的地方氣壓低，氣壓場呈現出各種不同的氣壓形勢，這些不同的氣壓形勢統稱氣壓系統低氣壓(簡稱低壓):等壓線閉合，中心氣壓低，向外逐漸增高?？臻g等壓面向下凹，形如盆地。該區域氣流逆時針旋轉，常有云雨出現高氣壓(簡稱高壓):其等壓線閉合，中心氣壓高，向外逐漸減低?？臻g等壓面向上凸形狀，形似山丘。氣流順時針旋轉，往往天氣晴好低壓槽(簡稱槽):是低壓向外伸出的狹長部分，或一組未閉合的等壓線向氣壓較高方向突出的部分。在槽中，各等壓線彎曲最大處的連線叫槽線。氣壓沿槽線最低，向兩邊遞增。槽的尖端，可以指向各個方向，但在北半球中緯度地區大多指向南方。因此，尖端指向北的稱為倒槽，指向東西的稱為橫槽，槽附近的空間等壓面類似山谷。高壓脊(簡稱脊):是高壓向外伸出的狹長部分，或一組未閉合的等壓線向氣壓較低的方向突出的部分。在脊中，各等壓線彎曲最大處的連線叫脊線。氣壓沿脊線最高，向兩邊遞減。脊附近的空間等壓面，類似山脊。鞍形氣壓區(簡稱鞍部):是兩個低壓與兩個高壓交錯組成的中間區域，其附近空間等壓面形如馬鞍影響大氣運動的力大氣運動的速度和方向是由作用在空氣上的力決定的。決定大氣運動特征的力主要有如下5種：氣壓梯度力（原動力）地轉偏向力（改變方向）慣性離心力（改變方向）摩擦力（減速、改變方向）重力（與垂直運動關系密切）氣壓梯度力：由于氣壓場在空間分布不均，存在氣壓梯度，產生了一個從高壓指向低壓的力，這種作用于單位質量空氣上的力，就是氣壓梯度力。氣壓梯度力可分為垂直氣壓梯度力和水平氣壓梯度力兩種。水平氣壓梯度力是大氣水平運動的原動力，其方向垂直于等壓線由高壓指向低壓，大小與水平氣壓梯度成正比，與空氣密度成反比。表達式為：垂直氣壓梯度力垂直指向上，大小為等壓線疏密與氣壓梯度大小地轉偏向力（科里奧利力）由于地球的自轉而使地表上運動著的物體發生方向偏轉的力。地轉偏向力是使運動空氣發生偏轉的力，它總是與空氣運動方向垂直。在北半球，指向運動方向的右側；大小隨緯度而增大，在兩極達最大?！舻剞D偏向力只能改變風的方向，而不能改變風的速度。在北半球，指向速度方向的右方，南半球則指向速度方向的左側。地轉風是指在自由大氣中，水平氣壓梯度力和科氏力相平衡時，空氣作等速、直線的水平運動。其表達式為：地轉風的特性；風風速大小與氣壓梯度成正比，與空氣密度及科氏參數（f）成反比地轉風風向平行于等壓線，在北半球(f>0)，背風而立高壓在右，低壓在左。在南半球，被風而立高壓在左，低壓在右?！棕惲_(Buys-Bullot)風壓定律氣壓梯度力的大小可由天氣圖上等壓(高)線的疏密程度表示出來，等壓(高)線密集地轉風就大、稀疏時地轉風小。梯度風是指在自由大氣中，當水平氣壓梯度力、水平科氏力、慣性離心力三力平衡時，空氣將沿著曲線型流場作水平運動，稱作梯度風。靜力平衡作用在大氣上的力可以分為水平方向的（包括水平氣壓梯度力、地轉偏向力、慣性離心力）和垂直方向的（包括垂直氣壓梯度力、重力）兩類。摩擦力僅在近地面層作用明顯，自由大氣層中摩擦力小到可以忽略不計垂直氣壓梯度力與重力保持平衡－靜力平衡：大氣的垂直厚度比水平范圍小的多，大氣運動具有準水平性。大氣運動的鉛直速度遠遠小于水平速度，滿足準靜力平衡。對流層中、高層的氣壓場（高度場）呈高低相間的波狀分布－大氣長波。自由大氣中地轉風隨高度的變化——熱成風熱成風：由于存在氣溫的水平梯度，引起氣壓梯度力隨高度發生變化，使得風隨高度發生相應的變化。這種由于水平溫度梯度引起的上下層風的向量差，稱為熱成風。熱成風的大小與平均溫度的梯度成正比，與科氏參數f成反比。①Hadley環流：在赤道與南北緯30o之間。高空由赤道吹向副熱帶高壓帶，地面由副熱帶吹向赤道。②Ferrel環流：在中緯度30～65o地帶，地面風由副熱帶高壓帶吹向副極地低壓帶，高空由副極地低壓帶返回。極地環流圈：在65o到極地之間，地面由極地高壓帶吹向副極地低壓帶，高空由副極地低壓帶返回。它是三個環流圈中環流強度最弱的平均緯向環流大氣環流最基本的狀態是盛行著以極地為中心的旋轉的緯向環流，也就是東、西風帶①赤道東風帶（信風帶）：由副熱帶高壓帶吹向赤道。北半球為東北信風，南半球為東南信風；②中緯度西風帶：由副熱帶高壓帶吹向高緯地區。北半球為西南風，南半球為西北風；③極地東風帶：由極地高壓向外輻散形成這三個緯向環流的東西風帶，是不考慮海陸分布和地形起伏等的影響下，全球性的低層盛行風帶，稱作行星風系。以一年為周期，大范圍地區性的盛行風隨季節而有顯著改變的現象，稱為季風。夏季，風由海洋吹向陸地，形成夏季風；冬季，風由陸地吹向海洋，形成冬季風。季風的成因有2：海陸熱力差異、行星風帶移動。海陸風：海陸風是由于海陸熱力差異引起的，但影響范圍局限于沿海，風向轉換以一天為周期。白天，陸地增溫比海面快，陸面氣溫高于海面，因而形成熱力環流。下層風由海面吹向陸地，叫海風，上層則有反向氣流鋒指兩種性質不同的氣團相遇時，在它們之間形成一個狹窄的過渡帶。通常把鋒看成是一個幾何面，稱為鋒面，鋒面與地面的交線稱為鋒線。鋒面和鋒線統稱為鋒。其水平范圍與氣團水平尺度相當，長達幾百km到幾千km。冷氣團冷氣團暖氣團地面對流層頂下界上界寬度三、氣旋與反氣旋大氣中占據三度空間的大尺度水平空氣渦旋，中心氣壓比周圍低、在北半球氣流沿著逆時針方向流動，從氣壓場來說，稱為低壓，從流場上看，稱為氣旋；中心氣壓比周圍高、在北半球氣流沿著順時針方向流動，從氣壓場來看，稱為高壓，從流場來說，稱為反氣旋。氣旋、反氣旋的大小，以地面最外一條閉合等壓線為界。氣旋為102～103km數量級。反氣旋比氣旋大得多，大的占據最大的大陸或海洋（如冬季亞歐大陸的蒙古反氣旋），小的則可能只有幾百公里。◆氣旋、反氣旋的強度，用地面中心氣壓值來衡量。中心氣壓值越低，氣旋越強，反氣旋越弱；中心氣壓值越高，反氣旋越強，氣旋越弱。中緯度地面氣壓系統最主要的兩類是溫帶氣旋和反氣旋。臺風的形成熱帶海洋上的空氣因受熱而對流上升，四周較冷的空氣流入補充，然后再受熱上升，如此循環往復，形成了熱帶低壓。在夏秋季節，西南季風與東北信風相遇時造成擾動產生旋渦。這種擾動與對流作用相輔相成，使已形成的熱帶低壓的旋渦繼續加深，也就是使四周空氣流動得更快，風速加大，于是就演變成熱帶風暴→強熱帶風暴→臺風。臺風常常帶來狂風暴雨，一天的降雨量可達30億噸，多的甚至超過200億噸◆臺風形成的基本條件①低空存在一個熱帶擾動，造成輻合流場，是熱帶氣旋發展的基礎；②有廣闊的高溫洋面(平均溫度>=27oC)，蒸發大量水汽到空中凝結，提供臺風形成所需的巨大潛熱；③有一定的地轉偏向力，使憂動氣流漸變為氣旋性旋轉的水平渦旋(南北緯5～20o)；④基本氣流的風速垂直切變要小，使潛熱不擴散，形成、保持暖心結構及加強對流運動。西太平洋副高對我國天氣的影響西太平洋副高是對我國夏季天氣影響最大的一個天氣系統，在它的控制下將產生干旱、炎熱、無風天氣，它還通過與周圍天氣系統相互作用形成其它類型天氣。因而，西太平洋副高的位置、強度的變化對我國（主要是東部）的雨季、旱澇以及臺風路徑等產生重大影響。西太平洋副高是向我國輸送水汽的重要天氣系統。我國夏季降水的水汽來源，雖然主要是依靠西南氣流從孟加拉灣、印度洋輸送來，但西太平洋副高的位置和強度關系著東南季風從太平洋向大陸輸送水汽的路徑和數量，而且還影響著西南氣流輸送水汽的狀況。同時，西太平洋副高北側是北上暖濕氣流與中緯度南下冷空氣相交綏的地帶，氣旋和鋒面系統活動頻繁，常常形成大范圍陰雨和暴雨天氣，成為我國東部地區的重要降水帶。通常該降水帶位于西太平洋副高脊線以北5~8個緯距，并隨副高作季節性移動。第四章氣候的形成和變化是多種因子綜合作用的結果，包括內因和外因：內因－氣候系統內各子系統間的相互作用；外因－如太陽輻射、地球軌道參數的變化、大陸飄移、火山活動等。外部因子必須通過系統內因才能對氣候產生影響。.海氣相互作用海洋與大氣之間通過一定的物理過程發生相互作用，組成一個復雜的耦合系統。海洋對大氣的主要作用是給予大氣熱量及水汽，為大氣運動提供能源。大氣主要通過向下的動量輸送（風應力），產生風生洋流和海水的上下翻涌運動，兩者在環流的形成、分布和變化上共同影響著全球的氣候海洋與大氣之間熱量、動量、物質的交換，以及這種交換對大氣、海洋各種物理特性的影響，稱為海氣相互作用。沃克環流（緯向環流）-WalkerCirculation赤道地區大洋的東側是下層冷海水上升作用最為強烈的地區。在赤道東太平洋地區強烈的冷海水上翻，使得其海洋表層溫度與赤道西太平洋地區的“暖地”之間形成強烈的對比。在赤道東太平洋冷水域的上空大氣強烈下沉，西赤道太平洋印度尼西亞海上大陸上空大氣對流強烈，大氣以上升為主，這樣就形成一個閉合的東西向（緯向）環流圈，稱為沃克環流。厄爾尼諾與拉尼娜的形成在正常情況下，赤道太平洋海面盛行赤道東風，而東南太平洋則吹東南信風，大洋東側表層的暖海水被吹送到西太平洋，其下層的冷海水則不斷向上補充表層流失的暖海水，結果使西太平洋海平面上升，熱量聚積。西太平洋海平面通常比東部高40cm，表層海水年平均溫為29℃，而東部沿岸受下層上涌冷海水的影響，僅24℃左右，東西兩側相差3～6當洋流運動異?；虼髿猸h流變化而導致赤道東風和東南信風減弱時，赤道太平洋海面西高東低的溫度分布將會被破壞，赤道逆流增強，西太平洋溫暖的海水向東延伸，從而使東太平洋補充表層的下層冷海水減少，表層海水溫度上升，形成厄爾尼諾。、地形對降水的影響1、迎風山地對降水的形成有促進作用。①山地對空氣的機械阻障作用，引起氣流的抬升運動，空氣達到凝結高度后，加速上升運動的繼續發展，成云致雨；②當低壓系統或鋒面移到山地時，因地形的阻障作用，使低壓系統或鋒面移動滯緩，因而導致氣旋雨或鋒面雨雨時延長，強度增大；③當氣流進入谷地時，由于喇叭口效應，引起氣流輻合上升，如果空氣潮濕，層結條件又適宜時，就會產生降水；④在大陸性氣候區，夏季由于山坡南北增溫情況不同，或由于谷底與山坡增溫比谷上空氣增溫快，會產生局部熱力對流，形成對流雨或雷暴雨；⑤氣流經過崎嶇不平的地形區域，因摩擦力的影響產生湍流上升運動，在其它條件適宜時，往往形成低層云或層積云，產生小量降水，如毛毛雨等。2、地形對降水分布的影響非常復雜，受地形高度、山勢走向等諸多因素的影響。①高原內部降水量隨海拔高度增加而減少。②在最大降水高度之下，山地降水量隨高度增加而增加，到最大降水高度以上，降水減少。③迎風坡多雨，為“雨坡”；背風坡少雨，為“雨影”。④河谷、盆地多夜雨。山地的山上多對流雨。河谷、盆地夜晚為山風，匯集堆聚后被迫抬升，如果原先空氣就比較濕潤，很容易凝結成云產生降水。山地的山上主要是強迫抬升成云致雨，所以多對流性降水。局地氣候小氣候是指在局地范圍內大氣低層（1.5～2.0m以下的氣層內），因下墊面結構不均一性影響而形成的貼地層與土壤上層的氣候。這種氣候的特點主要是表現在個別氣象要素和個別天氣現象的差異上，如溫度、濕度、風、降水以及霧、霜等的分布，但不影響整個天氣過程。小氣候學是研究近地氣層和土壤上層氣候的一門科學，是氣候學的一個重要分支。二、森林小氣候在成片的森林區，林冠層的下部，其內部空氣與自由大氣幾乎隔絕，形成局部的有特色的森林小氣候，林冠能吸收80%以上的太陽輻射，可達林內地面的只有5%左右，所以林冠能夠減弱林內的輻射，也能防止地面輻射的散失，因而林內的氣溫變化和緩，其最高氣溫低于林外，最低溫高于林外。冬、春、秋林內可增溫1～2℃，夏季可降低1～2森林能減少徑流，增加土壤含水量1～4%，使可能蒸發增多，加之林內受熱不強，空氣鉛直對流微弱等綜合影響結果，使林內濕度加大，空氣相對濕度可提高5～10%。林冠可遮阻降水，中緯地區平均可阻留25%的降水，熱帶可遮阻65%以上；森林附近地區又容易形成降水，使雨量增多（森林可增加6%的年降水量），而且在干旱年代的影響大于濕潤年代。此外，當空氣中含有小水滴吹過森林時，還可形成水平降水。據觀測，山上的森林由于出現霧淞，森林內可獲得1.9mm的降水量。森林還可減低風速，平均可降低20～30%。森林不但可使林內風速減小，對其周圍地區的風速也有減弱作用。當樹林相當厚密時，林內幾乎完全無風。風吹進森林時，在距離樹高2～4倍的地方就開始減弱；氣流極少穿過森林，大都上升越頂流過。在森林樹冠上流線密集，流速加大，與開闊地同一高度相比，樹冠上風速較大。背風面的風速減弱效應距離，約在樹高30倍的范圍內?？傊?，森林可使溫度變化趨于緩和；增大濕度和降水；加速水分循環，改變風向和風速。森林還可凈化空氣、消除空氣污染、減低噪聲影響；可保持水土，防風固沙，調節氣候，涵養水分，凈化污水。據醫學界研究，在人的視野中，綠色達到25%時，心情最舒暢，精神感覺最好。綠色可消除疲勞，使皮膚降溫1～2℃，使脈搏減少4～8次，使呼吸均勻，血壓穩定，有益健康。所以，營造森林保護森林是改造氣候、保護環境的有效措施，也是造福子孫后代的大業。三、城市小氣候城市是人口和工廠的集中區，空氣的污染、人為熱量的釋放和下墊面性質的改變是改變城市小氣候形成的三個主要原因。城市的工廠、汽車和家庭的取暖設備不斷地排放出大量的氣體和固體雜質，使空氣受到污染，大氣混濁度增大，日照減少。所以，到達地面的太陽輻射被減弱很多。1、城市短波輻射和紫外線輻射弱，長波輻射強因日照減少，太陽直接輻射也大為減弱。據觀測，太陽直接輻射在市區比郊區平均約少10～20%。當太陽高度角比較小時，如每日的早晚和冬季，陽光通過混濁空氣的路徑要長些，直接輻射可減少50%。散射輻射在城市的削弱狀況不如直接輻射明顯，與城市空氣污染物的狀況有關?？傒椛淞看笾乱冉纪獾?5～20%。又因城市建筑的多次反射，使反射率減少。城市對紫外線輻射的減弱更加明顯，冬季的市區比郊外減少30%，夏季僅少5%。但因城市上空混濁度增大，長波輻射卻比郊區多10%左右。2、熱島效應大量觀測證明，城市氣溫高于周圍郊區，當天氣晴朗無風的夜晚，城、郊的溫差更大。由于長波輻射較強，在空間分布上，城區氣溫高，好象一個“熱島”，矗立在農村較涼的“海洋”之上，該現象稱為城市“熱島效應“。在世界上規模不等、緯度位置不同以及自然存在差別的城市，均可觀測到“熱島效應”。其“熱島”強度又因城市規模、人口多少、工業發達程度等有所不同。城市熱島效應表明城市中的氣溫高于外圍郊區的溫度，其形成原因主要有：1、受城市下墊面特性的影響。城市內大量的人工構建物，如混凝土、柏油路面、各種建筑墻面（玻璃墻面）等，改變了下墊面的熱力屬性，吸熱快而熱容量小，在相同的太陽輻射條件下，它們比自然下墊面（綠地、水面等）升溫快，因而其表面溫度明顯高于自然下墊面。2、受人工熱源的影響。工廠生產、交通運輸、居民生活都需要燃燒各種燃料，每天都在向外排放大量的熱量。3、城市中綠地、林木、水體的日益減少也影響很大。隨著城市化的發展，城市人口的增加，城市中的建筑物、廣場、道路等大幅度增加，綠地、水體相應越來越少，緩解熱島效應的能力被削弱。4、城市大氣污染的影響。城市中的機動車、工業生產、居民生活，會產生大量的氮氧化物、二氧化碳、粉塵等污染物，這些物質會吸收下墊面的熱輻射，增強溫室效應，從而使大氣進一步升溫?！?.氣候變化的原因氣候的形成和變化受到多種因素的影響與制約，有來自氣候系統外部的因素（如太陽輻射、宇宙-地球物理因子），也有氣候系統內部的因子（如大氣環流成分、下墊面），還有人類直接和間接地對氣候的影響。各種因子錯綜復雜，相互制約，使得氣候的變化也呈現出非常復雜、難以預測的特點。太陽輻射和宇宙－地球物理因子都是通過大氣和下墊面來間接影響氣候變化的。人類活動既能通過影響大氣和下墊面從而使氣候發生變化，也能直接影響氣候。在大氣和下墊面間，人類活動和大氣及下墊面間，又相互影響、相互制約，各種影響疊加、交錯，以多種形式表現出來，使地球氣候的變化非常復雜。三、我國太陽能資源的分布我國太陽輻射年總量的區域分布極不均衡（如下圖），總體特征是西高東低～西部比東部地區的太陽能更加豐富；在西部地區又呈南高北低的態勢；除華南、東北北部以外，東部地區從南到北隨緯度而增加。太陽輻射總量高值區出現在青藏高原中西部，低值區位于四川盆地一、農業界限溫度又叫農業指標溫度，用來表征某些重要的物候現象或農事活動開始、終止時的氣溫。常用的指標溫度是日平均氣溫連續多日穩定通過某些固定的溫度指標值，包括0℃、5℃、10℃、150℃5℃10℃15℃：喜溫作物活躍生長的溫度，1522℃這些溫度有特殊的意義，所以，就成為農業指標溫度。確定一年中農業指標溫度的初、終日，對指導農業生產活動具有重要意義。(1)水文學定義研究存在于大氣層中和地球表面以及地殼內水的各種現象的發生和發展規律及其內在聯系的學科，包括水體的形成、循環和分布，水體的化學成分，生物、物理性質以及它們對環境的效應等。(2)研究領域水文學主要研究陸地表面的河流、湖泊、沼澤、冰川等，并逐漸擴展到地下水、土壤水、大氣水和海洋水。二、水分循環的成因1、內因——水的“三態”變化：在常溫下，水可以在氣態、液態、固態之間自由轉換，這使得水分循環過程中的轉移、交換成為可能。2、外因——太陽輻射和地心引力：太陽輻射的熱力作用為水的“三態”變化提供的外部條件；太陽輻射在全球分布的不均勻性以及海陸熱力性質的差異，造成大氣環流、大氣的流動，為水汽的移動創造了條件；地心引力形成重力，促使水從高處流向低處，最終實現了水分循環。水分循環過程包括了3個階段：蒸發、降水、徑流；5個環節：水分蒸發、水汽輸送、凝結降落、水分下滲、徑流。水分通過3個階段5個環節的循環過程，使得大氣與地表、地表與地下、海洋與陸地之間的水分相互轉換、輸送，使水圈內的水實現了循環、變換，形成了一個統一的整體。四、水分循環的類型根據水分循環的路徑和規模的不同，可以分為兩種：大循環——大區域（領域）內的循環，也稱外循環。通常就是指海陸之間的水分交換過程，因此也稱為海陸間循環。小循環——小區域（領域）內的循環，也稱內循環。一般在局部地區（海洋或陸地）內完成的循環過程就是小循環，又可分為海洋小循環和陸地小循環。水分循環對于地球水分和熱量的再分配意義重大，猶如自然地理環境的“血液循環”。河流的分段：河源、上游、中游、下游、河口等五個部分。比降大（落差大）；2、水系的類型一般根據干支流分布的形狀對水系進行分類，主要可分5類：①扇狀水系②羽狀水系③平行狀水系④樹枝狀水系⑤格狀水系一般較大的水系，難以用一種類型概括，大多是由兩種或兩種以上的水系類型所組成。一、河流補給的形式降落在地表的雨水，除部分被植物截留、下滲和蒸發以外，其余的形成地表徑流，匯入河網，補給河流。冰川、積雪、地下水、湖泊和沼澤，也都可以構成河流的水源。根據降水形式及其向河流運動、輸送路徑的不同，河流補給主要可以分為：降水補給、融水補給、湖泊和沼澤水補給、地下水補給。二、各種補給的特點1.降水補給：雨水是全球大多數河流最重要的補給來源。以降水補給為主的河流的水量及其變化，與流域的降水量及其變化有著十分密切的關系。我國廣大地區，尤其是長江以南地區的河流，降水補給占絕對優勢。據估計，我國河流的年徑流量中，降水補給約占70％，河流水量與降水量分布一樣，表現出由東南向西北遞減的趨勢；河流多在夏秋兩季發生洪水，也與降水集中于夏秋兩季有關。2.融水補給：以融水補給為主的河流的水量及其變化，與流域的積雪量和氣溫變化有關。這類河流在春季氣溫回升時，常因積雪融化而形成春汛。春季氣溫和太陽輻射的變化，不像降水量變化那樣大，所以春汛出現的時間較為穩定，變化也較有規律。我國東北北部地區有的河流融水補給可占全年水量的20％，松花江、遼河、黃河的融水補給，可以形成不太突出的春汛。西北山區河流中山地的積雪及河冰融水，是山下綠洲春耕用水的主要來源。高山冰川的融水補給時間略遲，常和雨水一起形成夏季洪峰。3.地下水補給：河流從地下所獲得的水量補給，稱地下水補給。地下水是河流較經常的水源，尤其是冬季降水量很小時，很多河流幾乎全靠地下水補給。我國的河流，地下水補給量一般約占河流徑流總量的15—30％。地下水補給具有穩定和均勻兩大特點。深層地下水受外界條件影響較小，其補給通常沒有季節變化；淺層地下水補給狀況則視地下水與河流之間有無水力聯系（水位相對高低）而定。4.湖泊與沼澤水補給：湖泊、沼澤水補給量的大小和變化，取決于湖泊和沼澤對水量的調節作用－－首先接納大氣降水及地表水，并暫時存儲起來，之后緩慢流出不斷地補給河流。湖泊面積愈大，水量愈多，對河水的調節作用就愈顯著。一般說來，湖泊沼澤補給的河流，水量變化緩慢而且穩定（沒有明顯的季節變化）。5.人工補給：從水量多的河流、湖泊中，把水引入水量缺乏的河流，向河流中排放廢水等，都屬于人工補給范圍。徑流：指大氣降水到達陸地后，除去蒸發后在地表或地下形成的、由于受重力作用而從高處向低處流動的水流。徑流可分為地表徑流和地下徑流?！锖哟◤搅鳎簭牡乇砗偷叵聟R入河川后，向流域出口斷面匯集的水流，即為河川徑流。1.停蓄階段降水落到流域內后，一部分被植物截留，另一部分被土壤吸收，然后經過下滲，進入土壤和巖石孔隙中，形成地下水。可見降水初期不會立即產生徑流。降水進行到大于上述消耗時，便在一些分散洼地停蓄起來，稱為填洼。停蓄于洼地的水也不能立即變為徑流，所以這個階段叫做停蓄階段。對于徑流的形成而言，停蓄階段是一個耗損過程；但是，從增加雨水對地下水的補給和減少水土流失來說，這個階段是具有重要意義的。2.漫流階段（坡地匯流）降水進行到植物截留和填洼都已達到飽和，降水量超過下滲量時，水在重力作用下沿著坡地流動，地表開始出現沿天然坡向流動的細小水流，即坡面漫流。坡面漫流范圍逐漸擴大，并分別流向不同的河槽里，叫漫流階段?！羝碌貐R流有三種主要形式：片流、溝流、壤中流。以溝流為主。流域上的凈雨量有85—95％是通過坡地漫流而進入河網的。3.河槽集流階段坡面漫流的水進入河道中，沿河網向下游流動，使河流流量大為增加，叫做河槽集流。河槽集流階段，大部分河水流出河口外，只有小部分滲過河谷堆積物補給地下水，待洪水消退后，地下水又反過來補給河流。河槽集流過程在降水停止后還將繼續很長時間。這個階段包括雨水由坡面進入河網，最后流出出口斷面的整個過程，它是徑流形成的最終環節。1、河流的年內變化特征◆汛期：指河流處于高水位的時期，如夏季；◆枯水期：指河流處于低水位的時期，如冬季；◆平水期：指河流處于正常水位的時期，如秋季；1、洪水：指大量降水短時間內匯入河槽，形成特大的徑流，達到威脅沿岸地區安全的程度。洪水又稱為“汛”。洪水溢出河槽而造成洪災。洪澇災害是全世界排位第一的自然災害類型。連續、強烈的降水是造成洪水的主要原因，積雪融化也可以造成洪水（如春汛）。流域內的降水分布、強度、降水中心移動路線，以及支流排列方式，對洪水性質有直接影響。◆洪水三要素：洪峰流量就是流量過程線中的流量最大值或曲線的峰值流量。洪峰流量Qm、洪水總量W和洪水過程線。洪水總量，即洪水的總體積。洪水過程線，就是洪水流量過程線。洪水過程線的面積即為洪水總量。◆湖泊：陸地表面具有一定規模的天然洼地的蓄水體系，它是湖盆、湖水以及水中物質組合而成的自然綜合體?！艉粗饕ㄟ^入湖河川徑流、湖面降水和地下水而獲得水量。湖泊分不流通湖（無地表或地下出口）和流通湖（有地表或地下出口）兩種。1、湖泊的成因分類天然湖盆是在內、外力相互作用下形成的。◆以內力作用為主形成的湖盆，主要有構造湖盆、火山口湖盆和阻塞湖盆等；◆以外力作用為主形成的湖盆，主要有河成、風成、冰成、海成、溶蝕等不同類型的湖盆。1）構造湖：由于地殼的構造運動（斷裂、斷層、地塹等）凹陷形成，其特點是湖岸平直、狹長、湖下陡峻，深度大，如貝加爾湖、洱海等。2）火山口湖：火山噴發停止后，火山口成為積水的湖盆，其特點是外形近圓形或馬蹄形，深度較大，如長白山的天池，湛江湖光巖等（瑪珥湖區別于其它火山口湖的特點是平地爆發，蒸汽、泥石同時噴發后形成火山口）。3）堰塞湖：包括熔巖堰塞湖與山崩堰塞湖。前者為火山爆發熔巖流阻塞河道形成，如鏡泊湖、五大連池等；后者為地震、山崩導致河道阻塞所成，其存在時間往往不長即被河水沖毀而恢復原河道，如5.12四川地震形成的堰塞湖。礦化度指水中溶解成分的總量，包括溶解于水中的各種離子、分子、化合物，但不包括懸浮物和溶解氣體。礦化度以“克/升”表示。一般測定礦化度的方法是將一升水加熱到105－110℃按湖水礦化度分類（主要是按湖水含鹽度的大?。?，分為淡水湖、微咸水湖、咸水湖及鹽水湖四類。外流湖：湖水能通過出流河匯入大海的湖泊外流湖的水量平衡特點為：補給主要來自入湖徑流，主要損耗是出湖徑流，湖面降水、蒸發、滲漏所占比例較小。湖泊對河川徑流有明顯的調節作用，使下游河流水位變化相對平緩。外流湖最高水位多出現在雨季，最低水位多出現在少雨或引用湖水最多的季節。如鄱陽湖、洞庭湖都是外流湖。外流湖大多為淡水湖（如鄱陽湖、洞庭湖、太湖等），內陸湖則多為咸水湖、鹽水湖（如納木錯、青海湖、運城鹽湖等）。沼澤地段的自然地理條件一般是地勢低平、排水不暢、蒸發量小于降水量，地表組成物質粘重不易滲透。故主要分布在冷溫帶或溫濕地帶。沼澤的形成大致可分為兩種情況：1、水體沼澤化：主要是指海濱沼澤化、湖泊沼澤化和河流沼澤化。2、陸地沼澤化：森林沼澤化和草甸沼澤化。1、按照沼澤發育過程由低級到高級將其分為：富養沼澤（低位沼澤）中養沼澤（中位沼澤）貧養沼澤（高位沼澤）其中，低位沼澤、中位沼澤、高位沼澤是根據沼澤土壤中水的來源劃分的。、沼澤的水文特征沼澤一般排水不暢，加以植物叢生，故沼澤水的運動十分緩慢。沼澤水的主要補給來源是降水、積雪融水和地下水。蒸發是沼澤水的主要損耗方式。沼澤中的泥炭層毛管發育良好，可以使數米深的地下水上升至地表。泥炭中的水流動很緩慢。據計算，在分解程度很低的泥炭層的最上部，水的流速每日只有2～3m。苔蘚沼澤中的潛水面多是中間凸起，周圍逐漸低落，潛水位具有明顯的季節性變化。春季融雪和秋季氣溫下降時，形成兩個高水位。夏季氣溫高、蒸發強和冬季缺乏地表水補給，又形成兩個低水位。徑流極小是沼澤水文的又一特征。徑流量只及蒸發量的1/3，沼澤對河流的補給作用非常微弱。沼澤對水分的滯蓄，可以緩解洪峰；而對河流緩慢和微弱的補給都是對河流水量的一種調節。地下水的來源與出路◆地表水的來源：降水入滲；河流、湖泊、沼澤等水體的測向或縱向補給；地質史上的巖石封存的水；結晶水等。地下水主要來自大氣降水和地表水的下滲，小部分來自水汽在地下巖土中的凝結。◆地下水的出路：蒸發；與河流、湖泊等水體的水交換；人類的開采。水的酸堿度主要取決于水中氫離子濃度，氫離子濃度一般用pH值表示：pH=-lg[H+]。根據pH值可將水分為：酸堿性強酸水弱酸水中性水弱堿水強堿水pH值<55～777～9>9地下水的氫離子濃度主要取決于水中含有HCO3-、CO32-和H2CO3的數量。自然界中大多數地下水的pH值在6.5—8.5之間。酸性地下水可分解水泥及混凝土中的CaCO3，造成酸性侵蝕。因此氫離子濃度可作為地下水酸性侵蝕性的指標。地下水的運動形式有？地下水因重力作用，在巖土空隙中的運動，稱為滲透或滲流。其運動形式，隨水流速度不同而分為層流運動和紊流運動兩種形式。地下水在巖石空隙中的運動速度要比地表水的速度慢得多，除了在寬大裂隙或空洞中具有較大速度而成為紊流外，一般都為層流。（1）層流運動水在巖土空隙中流動時，水質點有秩序地、互不混雜地流動，稱為層流運動。（2）紊流運動水在巖土空隙中流動時，水質點無秩序地、互相混雜的流動，稱為紊流運動。大氣降水或灌溉水向下滲入必須通過土層，這時滲入水的一部分保持在土壤層中，成為田間持水量(就是土層中最大懸掛毛管水量)，多余部分呈重力水下滲補給潛水。土壤水主要消耗于蒸發，水分變化相當劇烈，受大氣條件的制約。當土壤層透水性很差，氣候又潮濕多雨或地下水位接近地表時，易形成沼澤。當地下水埋藏不深，毛細水帶可達到地表時，由于土壤水分強烈蒸發，鹽分不斷積累于土壤表層，則形成土壤鹽漬化。對地下水進行分類，一般都按照地下水的埋藏條件，或按照巖土的貯水空隙的差異來分類。按埋藏條件地下水分為包氣帶水、潛水和承壓水三類2、潛水潛水是埋藏在地表下第一個穩定隔水層上具有自由表面的重力水。這個自由表面就是潛水面，潛水面用高程表示潛水位，從地表到潛水面的距離稱為潛水的埋藏深度。由潛水面往下至隔水層頂板之間充滿重力水的巖層稱潛水含水層，兩者之間的距離稱含水層厚度。（1）根據潛水的埋藏條件，潛水具有以下特征：?潛水面是自由水面，沿水平方向由高處向低處流動。潛水面的形狀受地形、地質、氣象、水文等自然因素控制，與地形有一定程度的一致性。潛水面坡度一般隨地形坡度變陡而變陡，但潛水面坡度總小于地面坡度。?潛水面以上無穩定的隔水層，大氣降水、凝結水或地表水可以通過包氣帶補給潛水，因此，潛水的補給區和分布(徑流)區是一致的。?潛水的水位、水量、水質隨季節不同而有明顯的變化。在雨季，潛水補給充沛，潛水位上升，含水層厚度增大，埋藏深度變??；而在枯水季節正好相反。特點：潛水面不承受靜水壓力；補給區與分布區一致；動態變化較不穩定，有明顯的季節變化；潛水補給條件好，水量豐富；水質容易遭污染。（2）潛水等水位線潛水面的形狀可用等高線圖表示，稱潛水等水位線圖。繪制時應在大致相同的時間內測定，點繪在地形圖上，連接水位等高的各點，即為等水位線圖。由于水位有季節性變化，圖上必須注明測定水位的日期。一般應有最低水位和最高水位不同時期的等水位線圖。潛水等水位線圖就是潛水面各點水位高程的等值線圖。利用等水位線圖，可以確定潛水的流向：垂直于潛水等水位線、從高水位指向低水位的方向，就是潛水的流向。（3）根據等水位線可以確定以下問題：?確定潛水流向。潛水由高水位流向低水位，所以，垂直于等水位線的方向就是潛水的流向。?確定潛水的水力梯度。在潛水的流向上，相鄰兩等水位線的高程差與水平距離之比值，即為該段距離內潛水的水力梯度。?確定潛水的埋藏深度。任一點的潛水埋藏深度是該點地形等高線的標高與該點等水位線標高之差。?確定潛水與地表水的補排關系。潛水與河水的補給關系一般有三種不同情況：a.潛水補給河水，潛水面傾向河流，這種情況多見于河流中上游山區。b.河水補給潛水，潛水面背向河流，這種情況多見于河流下游地區。c.河水一側補給潛水一側排泄潛水。這種情況多發生于山前地區的一些河流。?確定泉眼的位置。等水位線與地形等高線高程相同處，潛水出露即為泉。?選擇給水建筑物的位置。匯流處打井3、承壓水充滿于兩個隔水層之間的水為承壓水。承壓水存在上下兩個穩定的隔水層，上面的稱為隔水層頂板，下面的稱為隔水層底板，兩板之間的距離稱為含水層厚度。承壓水具有靜水壓力。當鉆孔打穿隔水層頂板至含水層時，承壓水在靜水壓力作用下就會上升到含水層頂板以上一定高度（承壓水位）。若此高度大于地面高程，就會形成自流井。隔水頂板妨礙了含水層直接從地表得到補給，故承壓水的補給區和分布區往往不一致，可以明顯地分為補給區、承壓區和排泄區。自隔水層頂板底面到承壓水位之間的鉛垂距離稱為承壓水頭，也稱壓力水頭。承壓水含水層在盆地邊緣露出地表的位置較高，可直接受大氣降水或地表水補給的范圍稱為補給區。承壓水含水層在承壓盆地邊緣，地勢較低的地段或含水層被切割，這地段便成為承壓水的排泄區。在補給區與排泄區之間，承壓含水層之上被隔水層覆蓋，并且含水層被水充滿的這個地段，稱為承壓區。特點：承壓水具有一定的壓力水頭；補給區與承壓區不一致；水量、水位、水溫都較穩定，受氣候、水文因素的直接影響較小，沒有明顯的季節變化；補給條件較差，大規模開發后，水的補充和恢復較緩慢；水質不易遭污染二、按巖土的貯水空隙的差異，地下水可以分為：孔隙水、裂隙水、巖溶水三類。1、孔隙水存在于巖土孔隙內的水稱為孔隙水?？紫端雌渑c巖土相互作用的性質和特點分為結合水、毛管水和自由水。當水量少時，水分子受靜電引力被吸附在碎屑顆粒和巖石的表面成為結合水；如果巖土空隙較小，當孔隙并未被水所充滿而處于非飽和狀態時，由于水受表面張力作用，可沿空隙上升形成毛細管水；如果空隙較大，水的重力大于表面張力，則受重力的支配水從高處向下滲流，形成重力水（自由水）。2、裂隙水埋藏在巖體裂隙中的地下水統稱為裂隙水。根據裂隙的性質分為：風化裂隙水，成巖裂隙水和構造裂隙水三類。（1）風化裂隙水風化裂隙發育在基巖表層，延伸短。無一定方向，但密集而均勻。故常可構成統一的地下水面，形成裂隙潛水。一般由大氣降水補給，其埋藏深度隨地形而異，在分水嶺處深度最大（可達數十米），山坡處埋深變小，溝谷中常噴出成泉，或直接排泄給河流。（2）成巖裂隙水成巖裂隙具有發育均勻且張開并構成連通的裂隙系統的特點，一般常見于質地疏松多孔的噴出巖(即火山巖)中，如玄武巖的校狀裂隙。當巖層裸露地表時，即形成潛水。（3）構造裂隙水構造裂隙的發育情況極為復雜，因此，形成的構造裂隙水也很復雜，為潛水和承壓水，按其形狀又可分為層狀裂隙水和脈狀裂隙水。層狀裂隙水是指埋藏于區域構造裂隙中的水，在裂隙發育良好的堅硬脆性巖石里，往往構成統一的含水層。當其上下均有隔水層時，則形成裂隙承壓水。地下水在地表的天然出露叫泉。它是地下水的主要排泄方式之一。泉的出露多在山麓、河谷、沖溝等地面切割強烈的地方，平原地區堆積物厚、切割微弱、地下水不易出露、所以平原地區較少見到泉。按泉水的礦化度分為淡水泉和礦泉兩大類。礦泉＞1g∕l；淡水泉＜1g∕l◆礦泉又分為礦泉水和礦化水兩類。礦泉水有顯著的醫療價值，而礦化水無醫療價值。冰川（glacier）是一條以冰塊組成的巨大河流，又稱為冰河。在終年冰封的高山或兩極地區，多年積雪在重力作用下擠壓、變質形成冰塊，沿斜坡向下緩慢滑行而形成冰川。二、冰川的特點（1）冰川的發育與存在具有長期性。冰川是一種在若干年較長時期內持續存在的冰雪體。它的形成與積累，需要數十年、數百年，甚至更長的時間，它不會因氣候的短期波動而消亡。（2）冰川有運動性。運動性是冰川區別于其他任何自然冰體的最顯著的特點。冰川的運動，是由于冰川冰的粘塑性決定的。任何不能運動的，或被搬動的冰的堆積體，都不屬于冰川范疇。（3）冰川是大氣降落的積雪，經過一系列的物理過程演變而成的。冰川冰是一種特殊的變質冰。冰川的這個特點，使許多普通積雪和冰體不能列入冰川之列。例如多年凍土地區的地下冰也可以長期存在，但因為它不是積雪變成的，就不能稱為冰川冰。地球南北兩極的海面上，飄浮著許多冰塊，其中一部分是海水凍結形成的，它們在結構和成分上與冰川冰有很大的不同，因此也不能稱作冰川。（4）冰川是在大陸上形成，具有一定形態和一定規模的冰體。冰川的形態因地域不同而異，有呈帶狀的，如山谷冰川，有呈片狀、圓形或不規則形狀