對(duì)流層的厚度隨緯度增加而減小，赤道地區(qū)可達(dá)17—18km，中緯度帶10一12km，極地地區(qū)為8—9km。對(duì)流層受地面的熱影響，其溫度隨高度增加而遞減。因此，對(duì)流層經(jīng)常發(fā)生上升和下降氣流和大規(guī)模的水平對(duì)流。其物理狀態(tài)隨時(shí)間和空間的變化，決定著氣象要素的復(fù)雜變化。

1．3．1．2 大氣的熱源

太陽的熱輻射是地表和大氣的最主要熱源。據(jù)近年來宇航觀測(cè)資料，大氣層的上界面每cm2面積上每分鐘接受的太陽輻射能量約8.16J。由于大氣的主要成分氮和氧幾乎不吸收太陽輻射能，水汽和二氧化碳則主要吸收波長(zhǎng)較長(zhǎng)的紅外光線，而太陽輻射主要是短波輻射，故大氣所直接吸收的太陽輻射能僅占15％，其余部分約有42％通過反射和散射返回宇宙空間，43％達(dá)到地球表面。地表接受輻射增熱后，自身再向大氣和宇宙空間輻射能量。此類輻射主要是長(zhǎng)波輻射，故大部為大氣吸收而增溫。此外，空氣與地面直接接觸，由于熱傳導(dǎo)、對(duì)流而升溫，更是大氣增溫的主要原因。因此，地表是大氣的二次熱源。地表熱力狀況在空間和時(shí)間上的變化，直接引起大氣物理狀態(tài)的變化。

1．3．1．3 主要?dú)庀笠��?/p>

1．3．1．3．1 氣溫

由于地球是大氣的第二熱源，因此地表的熱力狀況隨時(shí)間和空間的變化必然導(dǎo)致氣溫的相應(yīng)變化。

氣溫隨時(shí)間的變化是指一個(gè)地區(qū)氣溫的晝夜變化、季節(jié)變化和多年變化。

氣溫隨空間的變化包括水平方向和垂直方向的變化。高度相同的地區(qū)，氣溫變化主要受緯度的控制，一般自赤道向兩極由高到低。以同一時(shí)期各地區(qū)氣溫平均值繪制等溫線圖來表示氣溫水平變化。垂直方向的變化，是指同一地點(diǎn)不同高度上氣溫的變化。在對(duì)流層內(nèi)，氣溫隨高度增加而遞減，一般每升高100m，氣溫約降低0.5℃。

1．3．1．3．2 氣壓

大氣的質(zhì)量施加在地表或地表物體上的壓力稱為大氣壓力，常用毫米水銀柱高度表示。在標(biāo)準(zhǔn)狀態(tài)下（氣溫為0℃時(shí)，緯度45°的海平面上）的氣壓為760毫米水銀柱高度，即約相當(dāng)105Pa。

由于大氣的質(zhì)量隨高度增加而降低，因此壓力也隨高度增加而降低。而地表熱力狀況的差異，則造成氣壓在水平方向的變化。赤道地帶氣溫高，熱氣流上升猛烈，對(duì)流層厚度較大，故在赤道上空，氣壓較兩側(cè)地帶大，大氣向兩側(cè)運(yùn)動(dòng)。兩側(cè)地帶由于發(fā)生下降氣流使近地面處空氣密度加大。因此在鄰近地面的下部，赤道地帶形成低壓帶，兩側(cè)則形成亞熱帶高壓帶，地表遂產(chǎn)生由兩側(cè)向赤道運(yùn)動(dòng)的氣流。兩極氣溫低，空氣密度大，也形成高壓帶。在兩極和亞熱帶的高壓帶之間形成相對(duì)低壓帶。

地表覆蓋狀況不同，熱力狀態(tài)有很大差異。例如，由于水和巖石的熱容量差別較大，因此冬季大陸氣溫較海洋低，氣壓則高于海洋地區(qū)，夏季則正好相反。這就造成了海陸之間的氣壓差，而形成了周期性的季風(fēng)。氣壓差別引起氣流，氣流運(yùn)動(dòng)使大氣中的水分與熱量重新分配，從而引起各種復(fù)雜的天氣現(xiàn)象。

1．3．1．3．3 濕度

大氣中水汽含量構(gòu)成了空氣濕度。水汽具有重量，所以也有壓力�？諝庵兴�汽含量的多少，可以用重量或壓力表示。濕度分為絕對(duì)濕度和相對(duì)濕度兩種。絕對(duì)濕度表示某一地區(qū)某一時(shí)刻空氣中水汽的含量。采用重量單位時(shí)，用lm3空氣中所含水汽的g數(shù)表示，重量單位絕對(duì)濕度代表符號(hào)為m。采用壓力單位時(shí)，為空氣中所含水汽分壓相當(dāng)于水銀柱高度的mm數(shù)，或以毫巴表示（1毫巴＝102Pa），代表符號(hào)為e。絕對(duì)濕度只能說明某一時(shí)刻空氣中水 中國(guó)地質(zhì)大學(xué)（武漢）環(huán)境學(xué)院 《水文地質(zhì)學(xué)基礎(chǔ)》課程組 10

汽含量的多少，而不能表明此時(shí)空氣中水汽含量的飽和程度。因此又有相對(duì)濕度的概念。 空氣中所能容納的最大水汽數(shù)量隨著氣溫升高而增大（表1—2）。某一溫度下，空氣中

，可容納的最大水汽數(shù)量，稱為該溫度下的飽和水汽含量，同樣也可用重量單位（代號(hào)為M）

或壓力單位（代號(hào)為E）表示。

表 1－2 不同溫度下的飽和水汽含量 t℃ -30° -20° -10° 0 10° 20° 30° E（mm）

M（g/m3） 31.9 30.4

絕對(duì)濕度和飽和水汽含量之比即為相對(duì)濕度（r），即

r=(e/E)×100%，或r=(m/M)×100%。相對(duì)濕度以百分比表示之。

相對(duì)濕度可通過計(jì)算求得。若氣溫為20℃，絕對(duì)濕度e＝4.6mm，則查表1—2得E＝17.5mm，相對(duì)濕度r(20℃)＝(e/E)×100%=(4.6/17.5)×100%=26.3%，氣溫下降到0℃，E＝4.6mm，則r (0℃)＝100％。

由此可見，由于飽和水汽含量隨溫度降低而減小，因此當(dāng)絕對(duì)濕度不變時(shí)，隨氣溫下降，相對(duì)濕度隨之增高。當(dāng)絕對(duì)濕度與飽和水汽含量相等，相對(duì)濕度等于100％�？諝庵兴�汽達(dá)到飽和時(shí)的氣溫稱為露點(diǎn)。當(dāng)氣溫降到露點(diǎn)以下，空氣中過剩的水汽即凝結(jié)而形成不同形式的液態(tài)或固態(tài)降水。

1．3．1．3．4 蒸發(fā)

在常溫下水由液態(tài)變?yōu)闅鈶B(tài)進(jìn)入大氣的過程稱為蒸發(fā)�？諝庵械乃�汽主要來自地表水、地下水、土壤和植物的蒸發(fā)。有了蒸發(fā)作用，水循環(huán)才得以不斷進(jìn)行。

水面蒸發(fā)的速度和數(shù)量取決于許多因素（氣溫、氣壓、濕度、風(fēng)速等），其中主要決定于氣溫和絕對(duì)濕度的對(duì)比關(guān)系。氣溫決定了空氣的飽和水汽含量，而絕對(duì)濕度則是該溫度下空氣中實(shí)有的水汽含量，該兩水汽含量之差稱為飽和差（d），即d=E?e。蒸發(fā)速度或強(qiáng)度與飽和差成正比，即飽和差愈大，蒸發(fā)速度也愈大。同理，相對(duì)濕度愈小，則飽和差愈大，蒸發(fā)速度也愈大。

風(fēng)速是影響水面蒸發(fā)的另一重要因素。蒸發(fā)的水汽容易積聚在水面上而妨礙進(jìn)一步蒸發(fā)，風(fēng)將水面蒸發(fā)出來的水汽不斷吹走，蒸發(fā)加快，因此，風(fēng)速愈大，蒸發(fā)就愈強(qiáng)烈。 蒸發(fā)包括水面蒸發(fā)、土面蒸發(fā)、葉面蒸發(fā)等。通常用水面蒸發(fā)量的大小表征一個(gè)地區(qū)蒸發(fā)的強(qiáng)度。氣象部門常用蒸發(fā)皿（直徑數(shù)十分米的圓皿）測(cè)定某一時(shí)期內(nèi)蒸發(fā)水量，以蒸發(fā)的水柱高度mm數(shù)表示蒸發(fā)量，如北京的多年平均年蒸發(fā)量為1 102mm。

必須注意，氣象部門提供的蒸發(fā)量，只能說明蒸發(fā)的相對(duì)強(qiáng)度，而不代表實(shí)際的蒸發(fā)水量。因?yàn)橥ǔＲ粋�(gè)地區(qū)不全是水面，并且，用小直徑的蒸發(fā)皿測(cè)得的蒸發(fā)量比實(shí)際的水面蒸發(fā)量要偏大許多。

1．3．1．3．5 降水

當(dāng)空氣中水汽含量達(dá)飽和狀態(tài)時(shí)，超過飽和限度的水汽便凝結(jié)，以液態(tài)或固態(tài)形式降落到地面，這就是降水。空氣冷卻是導(dǎo)致水汽凝結(jié)的主要條件。暖濕氣團(tuán)由于各種原因變冷就可以產(chǎn)生降水。其中最常見的是鋒面降水。當(dāng)暖濕氣團(tuán)與冷氣團(tuán)相遇時(shí)，在兩者接觸的鋒面上，水汽大量凝結(jié)形成降水。氣象部門用雨量計(jì)測(cè)定降水量，以某一地區(qū)某一時(shí)期的降水總量平鋪于地面得到的水層高度mm數(shù)表示。

降水是水循環(huán)的主要環(huán)節(jié)之一，一個(gè)地區(qū)降水量的大小，決定了該地區(qū)水資源的豐富程度，對(duì)地下水資源的形成具有重要影響。

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以上介紹了主要?dú)庀笠�素的基本概念，這些氣象要素的變化決定了大氣的物理狀態(tài)。在一定地區(qū)一定時(shí)間內(nèi)，各種氣象因素綜合影響所決定的大氣物理狀態(tài)稱為天氣。而某—區(qū)域天氣的平均狀態(tài)（用氣象要素多年平均值表征），稱為該地區(qū)的氣候。無論是變化迅速的氣象要素，還是變化緩慢的氣候因素，對(duì)于自然界水文循環(huán)過程，以至地下水的時(shí)空分布都具有重要影響。

1．3．2 徑流

徑流是水文循環(huán)的重要環(huán)節(jié)和水均衡的基本要素，系指降落到地表的降水在重力作用下沿地表或地下流動(dòng)的水流。因此，徑流可分為地表徑流和地下徑流，兩者具有密切聯(lián)系，并經(jīng)常相互轉(zhuǎn)化。據(jù)統(tǒng)計(jì)，全球大陸地區(qū)年平均有47 000km3的水量通過徑流返回海洋，約占陸地降水量的40％。這部分水量大體上是可資人類利用的淡水資源。

地表徑流和地下徑流均有按系統(tǒng)分布的特點(diǎn)。匯注于某一干流的全部河流的總體構(gòu)成一個(gè)地表徑流系統(tǒng)，稱為水系。一個(gè)水系的全部集水區(qū)域，稱為該水系的流域。流域范圍內(nèi)的 降水均通過各級(jí)支流匯注于干流。相鄰兩個(gè)流域之間地形最高點(diǎn)的連線即為分水線，又稱分水嶺。這些概念同樣可用于地下水，但地下水的系統(tǒng)不像地表水系那樣明顯和易于識(shí)別，具有自己的一些特點(diǎn)。

在水文學(xué)中常用流量、徑流總量、徑流深度、徑流模數(shù)和徑流系數(shù)等特征值說明地表徑流。水文地質(zhì)學(xué)中有時(shí)也采用相應(yīng)的特征值來表征地下徑流。

流量（Q） 系指單位時(shí)間內(nèi)通過河流某一斷面的水量，單位為m3/s。Q流量等于過水?dāng)嗝婷娣eF與通過該斷面的平均流速V的乘積，即：

Q=VgF

徑流總量（W）：系指某一時(shí)段T內(nèi)，通過河流某一斷面的總水量，單位為m3�？捎上率角蟮茫� W=QgT

：系指單位流域面積 F（km2）上平均產(chǎn)生的流量，以L/s·km2為 徑流模數(shù)（M）

單位，計(jì)算式為： M=Q3g10 （1L = 10?3m3 ） F

：系指計(jì)算時(shí)段內(nèi)的總徑流量均勻分布于測(cè)站以上整個(gè)流域面積上所得 徑流深度（Y）

到的平均水層厚度，單位為mm，計(jì)算式為：

Y=

Y， 以小數(shù)或百分?jǐn)?shù)表示。 XW?3 10F 徑流系數(shù)（α）：為同一時(shí)段內(nèi)流域面積上的徑流深度Y(mm)與降水量X(mm)的比值： Α=

以上各特征值的換算關(guān)系見表1—3。

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表l一3 徑流特征值換算關(guān)系

1．4 我國(guó)水文循環(huán)概況

我國(guó)絕大部分地區(qū)均為季風(fēng)氣候，一年中雨季與旱季分明，降水的時(shí)空分布很有規(guī)律，這與我國(guó)特殊的地理格局有關(guān)。

我國(guó)位于世界最大陸地——?dú)W亞太陸東緣，南北地跨亞熱帶、溫帶及亞寒帶；西部是世界上最高大的青藏高原，東瀕世界最大水體太平洋。

就全球而言，亞熱帶及接近兩極地帶是高氣壓帶。由于海陸分布的影響，對(duì)我國(guó)氣候起控制作用的則是兩個(gè)高氣壓中心：形成于海洋的夏威夷亞熱帶高壓中心，帶來暖濕氣流；形成于大陸腹地的蒙古寒帶高壓中心，帶來干寒氣流，

由于水的比熱遠(yuǎn)大于巖石，所以在太陽輻射影響下，陸地增溫及散熱迅速，海洋則緩慢。冬季，大陸因太陽輻射減少急劇降溫，空氣冷卻，密度增大，蒙古高壓中心增強(qiáng)；海洋降溫慢，空氣密度相對(duì)較小，夏威夷高壓減弱；此時(shí)，我國(guó)大部分地區(qū)盛行西北季風(fēng)，寒流所及，天氣干冷晴朗。夏季，太陽輻射增強(qiáng)，陸地增溫強(qiáng)烈，蒙古高壓迅速衰退；海洋溫度相對(duì)較低，夏威夷高壓相對(duì)強(qiáng)盛。我國(guó)大部盛行東南風(fēng)。