自然地理复习

PAGEPAGE26一、基本概念干洁空气、干洁空气的组成大气气溶胶大气的垂直分层相对湿度、日变化特点霾太阳常数直接辐射、散射辐射、太阳总辐射大气窗热成风三圈环流海陆风海气相互作用沃克环流厄尔尼诺水分循环比降径流汛洪水三要素矿化度泉冰川粒雪化24泥炭化25潜育化二、问答（知识点）说明大气中水汽的状态及其特点在不同纬度，对流层高度是否一样?为什么?对流层和平流层的气温随高度如何变化?原因是什么?对流层和平流层中，大气运动的特点是什么?对流层具有哪些特点？什么是辐射雾？形成辐射雾的条件？什么是平流雾？形成平流雾的有利条件？全球有哪四个降水带？什么是气温的非绝热变化？包含哪些过程？什么是气温的绝热变化？分为哪两种类型。影响气温日较差的因素有哪些？气压场的基本型式有哪几种？影响大气运动的力有哪些？气压梯度力的方向如何确定？什么是地转风？地转风有什么特性？如何确定地转风的方向？北半球低（高）压中心的气流运动方向如何。全球平均纬向环流有哪几个？（赤道东风带、中纬度西风带、极地东风带）季风的成因是什么？台风形成的基本条件是什么？西太平洋副高对我国天气的影响如何。迎风山地对降水的形成有什么作用？森林对气候有何影响？（森林可使温度变化趋于缓和；增大湿度和降水；加速水分循环，改变风向和风速）什么是城市热岛效应？形成原因是什么？气候的形成和变化受受哪些因素的影响与制约？【太阳辐射（太阳活动的变化、地球轨道因素的改变、火山活动引起大气透明度的变化）、宇宙-地球物理因子，大气环流和大气化学组成的变化，、下垫面地理条件的变化，人类活动对气候的影响】水分循环的成因有哪些？水分循环的类型有哪几种？河流分为几个段？根据干支流分布的形状对水系进行分类，主要可以分为哪几类？河流补给的形式主要有哪些？各种补给形式的特点是什么？径流的形成包括哪几个阶段？河川径流的年内周期性变化包括什么？造成洪水的主要原因是什么？湖泊的水量来源是什么？以内力作用为主形成的湖盆有哪些？（构造湖、火山口湖和阻塞湖等）以外力作用为主形成的湖盆有哪些？（河成、风成、冰成、海成、溶蚀等湖）火山口湖与玛珥湖的主要区别？按湖水矿化度分类，湖泊分为哪几类湖？外流湖的水文特点是什么？沼泽的分类。沼泽的水文特征有哪些？岩石的水理性质主要包括什么？地下水的来源与出路是什么？地下水的酸碱度主要取决于什么？地下水的运动形式有哪些？岩土中作用于水分的力有哪些？按埋藏条件地下水分为哪几类？什么是潜水？有何特征？如何绘制潜水等水位线图，有何作用？承压水有何特点？冰川的特点是什么？冰川的形成有哪些内外条件？按照冰川的规模和形态，冰川分为哪两大类？我国的冰川属于哪一类？表层海水的盐度分布有何特点？海水的温度分布有何分布特点？海水运动的形成有哪几种？风浪与涌浪有什么区别？按成因分类，洋流分为哪几种类型？预计题型有：填空题、选择题、判断题、名词解释、简答题Chat1气候的形成和变化受多种因子的制约，既有能够影响气候而本身不受气候影响的外部因子（如太阳辐射、地球轨道参数的变化、大陆飘移、火山活动等），又有气候系统内部各成员之间的相互作用内部因子。干洁空气：气象上通常称不含水汽和悬浮颗粒物的大气为干洁空气，简称干空气。干洁空气中氮(78.08%)和氧(20.95%)占了总体积的99.03%，加上氩(0.93%)，三者合占99.96％，其他气体仅占0.04%。所以，氮氧氩是干洁空气的主要成分。其它成分，如CO2、O3、CO、CH4、H2S、SOx等，称为次要成分。干洁空气中大多数气体的临界温度低于自然状况下大气中可能出现的最低温度，CO2的临界温度虽然较高，但它所对应的压力却大大超过其实际分压力。因此，干洁空气中的所有成分都呈气体状态。一般把大气的这种保温作用又称为“温室效应”。把具有温室效应的气体统称为“温室气体”。大气中的主要温室气体不是大气的主要成分，而是水汽，CO2，CH4，N2O、CFCs。水汽：①主要来源于海洋、江河湖沼和土壤，以及潮湿物体表面的蒸发和植物的蒸腾。②大气中的水汽含量、分布极不固定，随时间、地点、条件而不同，其所占体积变化范围为0～4％。观测结果表明，在1.5～2km高度，水汽含量只及地面的1/2；在5km高度，只相当于地面的1/10，再往上更少。③水汽含量虽然不多，但它在大气温度变化范围内可以发生汽态、液态和固态三相转化，常见的云、雾、雨、雪等天气现象，都是水汽相变的表现。④水汽还善于吸收和放射长波辐射，显著影响大气和地表的温度。水汽绝大部分集中在对流层下半部，随高度增加而急剧减少，水汽实际上随地区和季节的差异有很大的变化。水汽是天气变化中的重要角色，如果没有水汽，云雾雨雪等天气现象就不存在。水汽在大气化学变化中也起着非常重要的作用。如：水溶性有机物(一元、二元羧酸和低分子量醛类)的存在、化学变化都要有水汽的参与大气气溶胶(Aerosol)：大气中分散、悬浮有液体或固体微粒时的气体、水汽和悬浮颗粒物的总体称为大气气溶胶。而其中的悬浮物就称为气溶胶粒子。根据大气在垂直方向上温度、成分、密度、荷电等性质的不同，将大气的垂直结构分为5层。地球大气分为哪几层?对流层厚度最薄、质量最大、水汽最多厚度：大气的最低层，厚度最簿，并随纬度、季节而不同，高纬地区平均8~9km，中纬地区平均10~12km，低纬地区平均17~18km，夏季大于冬季。特征：一是温度随高度的升高而降低；因为该层的热量来自于地面的长波辐射，平均气温递减率为0.65oC/100m平流层气温随高度升高的分布特点：下层：其上界离地面约25km左右，气温随高度不变或略微上升，为同温层；上层：其上界离地面约55km左右，气温随高度升高很快，为逆温层。因为平流层上层含有大量的臭氧，臭氧能大量地吸收太阳紫外线而增温。气流以水平运动为主；由于逆温的存在，对流不易产生，气流较平稳。水汽、尘埃含量少，天气晴朗，能见度好中间层高度：平流层顶向上至85km处。温度随高度的升高而迅速下降。因为臭氧的含量下降。空气以垂直运动为主，所以又称为高空对流层。但由于空气稀薄，所出现的天气现象已不如对流层复杂。在80km处白天会出现一个电离层。暖层高度：中间层至800km处。空气稀薄，空气密度只占空气总质量的0.5%，在120km高空，空气密度小至声音都难于传播。温度随高度升高而升高。因为所有波长小于0.175um的太阳紫外辐射都被暖层气体所吸收，顶层温度可达1000度。空气处于高度电离状态，能反射无线电波出现极光现象。外层暖层顶之上（>800km），因大气十分稀薄，离地面远，地球引力小，一些高速运动的空气质点就能散逸到星际空间，所以称为散逸层。该层气温很高，且随高度而很快升高。大气密度随高度减小，但不会等于零，因此，地球大气与星际空间没有严格的界限。根据卫星探测，2000～3000km高度空气密度已经接近于星际空间气体密度（1个/cm3），有人将此定为大气上界；根据宇宙飞船探测，地球大气层之外还有一层极其稀薄的电离气体，可伸展到22000公里1.在不同纬度，对流层高度是否一样?为什么?对流层和平流层的气温随高度如何变化?原因是什么?对流层和平流层中，大气运动的特点是什么?湿度：大气的干湿程度，就是湿度。它表示出了大气中水分含量的多少。水汽压(e)：是空气中所含水汽的分压力。大气是混合气体，常温常压下可看作理想气体，根据道尔顿气压定律（对于理想气体，整个混合气体的压力等于各气体分压力之和），可将大气压力看成干空气和水汽压力之和，即：p=pd+e其中，pd表示干空气气压，e即水汽压，单位是hPa。空气中水汽含量越多，水汽压越大。绝对湿度(a)：单位体积空气中所含的水汽质量，又称为水汽密度()，其单位为g/m3或g/cm3。饱和水汽压(E)：指一定体积的空气在一定的温度条件下所能容纳的最大水汽量所具有的压力。混合比(r)：湿空气中所含的水汽质量mv与该空气块中干空气质量md之比，称为混合比。比湿(q)：湿空气中所含水汽质量mv与湿空气总质量(mv+md)之比，称为比湿相对湿度(f)：空气的实际水汽压(e)与同温度下饱和水汽压(E)之比，即为相对湿度相对湿度越大，空气越潮湿，也越接近于饱和；反之，空气越干燥，离饱和的程度越远露点温度(td)：湿空气在水汽含量不变、气压保持一定的情况下，气温下降到使空气达到饱和时的温度，称为露点温度，简称露点。单位是K或oC相对湿度的日变化相对湿度的日变化主要决定于气温。气温增高时，虽然蒸发加快，水汽压增大，但饱和水汽压增大得更多，反使相对湿度减小。温度降低时则相反，相对湿度增大。因此，相对湿度的日变化与温度日变化相反，其最高值出现在清晨温度最低时，最低值出现在午后温度最高时。相对湿度的年变化：相对湿度的年变化一般以冬季最大，夏季最小形成露和霜的气象条件是晴朗微风的夜晚。夜间晴朗有利于地面或地物迅速辐射冷却，近地面层空气温度很快下降到露点。多云的夜晚，大气逆辐射增强，地面有效辐射大为减弱，近地面层空气温度难以下降到露点，不利于水汽凝结。微风可使辐射冷却在较厚的气层中充分进行，而且可使贴地空气得到更换，保证有足够多的水汽供应凝结。无风时可供凝结的水汽不多，风速过大时由于湍流太强，使贴地空气与上层较暖的空气发生强烈混合，导致贴地空气降温缓慢，均不利于露和霜的生成。气团雾气团雾锋面雾冷却雾蒸发雾混合雾辐射雾平流雾上坡雾辐射雾是因地面辐射冷却，使近地面层空气变冷，水汽凝结而成；多出现于秋冬季节无云的夜晚利于形成辐射雾的条件是：①空气中有充足的水汽；②天气晴朗少云；③风力微弱(1—3m/s)；④大气层结稳定。辐射雾多出现在高气压区的晴夜，它的出现常表示晴天(“十雾九晴”)。如，冬半年我国大陆上多为高压控制，夜又较长，特别有利于辐射雾的形成平流雾是由于暖湿气流移到冷的下垫面上，冷却降温，水汽凝结而形成。形成平流雾的有利条件是：①下垫面与暖湿空气的温差较大；②暖湿空气的湿度大；③适宜的风向(由暖向冷)和风速(2—7m/s)；④层结较稳定。霾mái（灰霾）是大量极细微的干尘粒等均匀地浮游在空中，使水平能见度小于10千米的大气混浊现象。水分含量达到90％以上的叫雾，水分含量低于80％的叫霾。80～90％之间的，是雾和霾的混合物，但主要成分是霾。灰霾一般呈黄色、橙灰色；雾的颜色是乳白色、青白色。降水量的分布降水量的空间分布受地理纬度、海陆位置、大气环流、天气系统和地形等多种因素制约。从降水量的纬度分布来看，全球可划分四个降水带：（1）赤道多雨带：赤道及其两侧地带是全球降水量最多地带(2000~3000mm/yr)。如果气流运动方向与地形相配合，可以形成大量的降水。例如，尼加拉瓜圣若德尔-苏尔(11oN)年降水量6588mm；哥伦比亚中部的阿诺利(7oN)7139mm/yr；非洲喀麦隆山地西坡(4oN)高达10470mm/yr。2）副热带少雨带：南北半球15~30o纬度带受副热带高压控制，以下沉气流为主，是全球降水量稀少带，尤以大陆西岸和内部更少，年降水量一般不足500mm，不少地方只有100~300毫米，是全球荒漠相对集中分布地带。应该指出，本带并不到处少雨，因地理位置、季风环流、地形等因素影响，某些地方降水很丰富，全球年降水量最高记录却出现在本带内。例如，喜马拉雅山南坡印度境内的乞拉朋齐(25oN)年平均降水量高达12665mm，绝对最高年降水量竟达26461mm(1860年8月~1861年7月)。太平洋夏威夷群岛中的威阿里阿(22oN)12090mm/yr。我国大部分地区属于这一纬度带，因受季风及台风影响，东南沿海一带年降水量在1500mm左右。（3）中纬度多雨带：温带年降水量比副热带多，一般在500~1000毫米。多雨的原因，主要受天气系统影响，即锋面、气旋活动频繁，多锋面、气旋雨。大陆东岸还受到季风影响，夏季风来自海洋，带来较多的降水。本带也有局部地区降水特别丰富，例如智利西海岸(42~54oS)3000~5000mm/yr；亚得里亚海岸的彻尔克威(42o32’N)4620mm（4）高纬度少雨带：本带因纬度高，全年气温很低，蒸发微弱，故降水量偏少，年降水量一般不超过300毫米。Chart2:黑体？太阳常数——在大气上界，垂直于太阳光线的单位面积上1分钟内获得的太阳辐射能量，称为太阳常数。其大小为1370W/m2。到达地面的太阳辐射有两部分：一是太阳以平行光线的形式直接投射到地面上的，称为太阳直接辐射(S)；二是经过散射后自天空投射到地面的，称为散射辐射(D)，两者之和称为太阳总辐射(S＋D)。直接辐射：太阳直接辐射的强弱和许多因子有关，其中最主要的是太阳高度角和大气透明度。太阳高度角愈小，等量的太阳辐射散布的面积就愈大，地表单位面积上所获得的太阳辐射就愈小。太阳高度角愈小，太阳辐射穿过的大气层愈厚，太阳辐射被减弱也较多，到达地面的直接辐射就较少.大气透明度决定于大气中所含水汽、水汽凝结物和尘粒杂质的多少，这些物质愈多，大气透明程度愈差。因而太阳辐射受到的减弱愈强，到达地面的太阳辐射也就相应地减少。直接辐射有显著的年变化、日变化和随纬度的变化。这种变化主要由太阳高度角决定。一天中，日出、日没时太阳高度最小，直接辐射最弱；中午太阳高度角最大，直接辐射最强。一年中，直接辐射在夏季最强，冬季最弱。低纬度地区一年各季太阳高度角都很大，地面得到的直接辐射较中、高纬度地区大得多。散射辐射散射辐射的强弱也与太阳高度角及大气透明度有关。太阳高度角增大时，到达近地面层的直接辐射增强，散射辐射也相应地增强；相反，太阳高度角减小时，散射辐射也弱。大气透明度不好时，参与散射作用的质点增多，散射辐射增强；反之，减弱。云也能强烈地增大散射辐射。阴天的散射辐射比晴天的大得多。散射辐射的变化也主要决定于太阳高度角的变化。一日内正午前后最强，一年内夏季最强。总辐射日出前，地面上总辐射只有散射辐射；日出后，随着太阳升高，太阳直接辐射和散射辐射逐渐增加，但前者增加得较快。中午时太阳直接辐射与散射辐射强度均达到最大值；中午以后二者又按相反的次序变化。云的出现会破坏这种规律。如中午云量突然增多，总辐射的最大值可能提前或推后，这是因为直接辐射是组成总辐射的主要部分，有云时直接辐射的减弱的量要比散射辐射增强的量多的多。在一年中月平均总辐射强度夏季最大，冬季最小。总辐射随纬度的分布一般是，纬度愈低，总辐射愈大。反之就愈小。地面辐射绝大部分被大气中的云、雾、水汽和二氧化碳等吸收，只有波长为8.4~12mm的部分，可穿过大气层进入宇宙空间，故称此波段为“大气窗这个波段的辐射，正好位于地面辐射能力最强处，地面辐射有20％的能量透过窗口射向宇宙空间。地面辐射波长为3－80mm如果空气内能变化是由空气与外界热量交换而引起的，称为非绝热变化(过程)；如果空气与外界没有热量交换，空气内能变化是由外界压力的变化对空气作功，而使空气膨胀或压缩而引起，称为绝热变化(过程)。空气与外界交换热量的方式有传导、辐射、对流、湍流和蒸发凝结(包括升华、凝华)。日最高气温与最低气温之差，称为气温的日较差。影响气温日较差的因素：1)

纬度：日较差随纬度减小。因高纬度白天气温低、夜间有效辐射少。2)

季节：夏季大、冬季小，但最大在春季，最小在冬季3)

地形：凸地变幅小，凹地变幅大，因为凹地白天散热慢，夜间有效辐射强4)

下垫面性质：水面上日较差小，陆地上大5)

天气：晴天日较差大于阴天总体上，气压总是随高度增加而降低。因为空气密度和空气柱厚度随高度升高而减小，故空气柱重量减小，气压降低。①气压随高度的变化与气温和气压有关：在气压相同的条件下，气柱温度愈高，单位气压高度差愈大，气压垂直梯度愈小。因此，当空气受热状况有差异时，暖区的气压垂直梯度比冷区小。在气温相同条件下，气压越高，单位气压高度差越小，气压垂直梯度越大。因此，在地面的高气压区，气压随海拔高度上升很快降低，上空往往出现高空低压。基于这两点，在地面受热较强的暖区，地面气压常比周围低，而高空气压往往比同一海拔高度的邻区高；在地面热量损失较多的冷区，地面气压常比周围高，而高空气压往往比周围低。这就使得同一水平面上气压的分布呈现不均匀的特点。②气压的日变化：地面气压的日变化有单峰、双峰和三峰等型式，其中以双峰型最为普遍，其特点是一天中有一个最高值、一个次高值和一个最低值、一个次低值。一般，清晨气压上升，9—10时出现最高值，以后开始下降，到15—16时出现最低值，此后又逐渐升高，到21—22时出现次高值，以后再度下降，到次日3—4时出现次低值。最高、最低值出现的时间和变化幅度随纬度而有区别，热带地区气压日变化最为明显，日较差可达3—5hPa。随着纬度的增高，气压日较差逐渐减小，到纬度50°日较差已减至不到1hPa。气压的空间分布称为气压场。由于各地气柱的质量不相同，气压的空间分布也不均匀，有的地方气压高，有的地方气压低，气压场呈现出各种不同的气压形势，这些不同的气压形势统称气压系统低气压(简称低压):等压线闭合，中心气压低，向外逐渐增高。空间等压面向下凹，形如盆地。该区域气流逆时针旋转，常有云雨出现高气压(简称高压):其等压线闭合，中心气压高，向外逐渐减低。空间等压面向上凸形状，形似山丘。气流顺时针旋转，往往天气晴好低压槽(简称槽):是低压向外伸出的狭长部分，或一组未闭合的等压线向气压较高方向突出的部分。在槽中，各等压线弯曲最大处的连线叫槽线。气压沿槽线最低，向两边递增。槽的尖端，可以指向各个方向，但在北半球中纬度地区大多指向南方。因此，尖端指向北的称为倒槽，指向东西的称为横槽，槽附近的空间等压面类似山谷。高压脊(简称脊):是高压向外伸出的狭长部分，或一组未闭合的等压线向气压较低的方向突出的部分。在脊中，各等压线弯曲最大处的连线叫脊线。气压沿脊线最高，向两边递减。脊附近的空间等压面，类似山脊。鞍形气压区(简称鞍部):是两个低压与两个高压交错组成的中间区域，其附近空间等压面形如马鞍影响大气运动的力大气运动的速度和方向是由作用在空气上的力决定的。决定大气运动特征的力主要有如下5种：气压梯度力（原动力）地转偏向力（改变方向）惯性离心力（改变方向）摩擦力（减速、改变方向）重力（与垂直运动关系密切）气压梯度力：由于气压场在空间分布不均，存在气压梯度，产生了一个从高压指向低压的力，这种作用于单位质量空气上的力，就是气压梯度力。气压梯度力可分为垂直气压梯度力和水平气压梯度力两种。水平气压梯度力是大气水平运动的原动力，其方向垂直于等压线由高压指向低压，大小与水平气压梯度成正比，与空气密度成反比。表达式为：垂直气压梯度力垂直指向上，大小为等压线疏密与气压梯度大小地转偏向力（科里奥利力）由于地球的自转而使地表上运动着的物体发生方向偏转的力。地转偏向力是使运动空气发生偏转的力，它总是与空气运动方向垂直。在北半球，指向运动方向的右侧；大小随纬度而增大，在两极达最大。◆地转偏向力只能改变风的方向，而不能改变风的速度。在北半球，指向速度方向的右方，南半球则指向速度方向的左侧。地转风是指在自由大气中，水平气压梯度力和科氏力相平衡时，空气作等速、直线的水平运动。其表达式为：地转风的特性；风风速大小与气压梯度成正比，与空气密度及科氏参数（f）成反比地转风风向平行于等压线，在北半球(f>0)，背风而立高压在右，低压在左。在南半球，被风而立高压在左，低压在右。～白贝罗(Buys-Bullot)风压定律气压梯度力的大小可由天气图上等压(高)线的疏密程度表示出来，等压(高)线密集地转风就大、稀疏时地转风小。梯度风是指在自由大气中，当水平气压梯度力、水平科氏力、惯性离心力三力平衡时，空气将沿着曲线型流场作水平运动，称作梯度风。静力平衡作用在大气上的力可以分为水平方向的（包括水平气压梯度力、地转偏向力、惯性离心力）和垂直方向的（包括垂直气压梯度力、重力）两类。摩擦力仅在近地面层作用明显，自由大气层中摩擦力小到可以忽略不计垂直气压梯度力与重力保持平衡－静力平衡：大气的垂直厚度比水平范围小的多，大气运动具有准水平性。大气运动的铅直速度远远小于水平速度，满足准静力平衡。对流层中、高层的气压场（高度场）呈高低相间的波状分布－大气长波。自由大气中地转风随高度的变化——热成风热成风：由于存在气温的水平梯度，引起气压梯度力随高度发生变化，使得风随高度发生相应的变化。这种由于水平温度梯度引起的上下层风的向量差，称为热成风。热成风的大小与平均温度的梯度成正比，与科氏参数f成反比。①Hadley环流：在赤道与南北纬30o之间。高空由赤道吹向副热带高压带，地面由副热带吹向赤道。②Ferrel环流：在中纬度30～65o地带，地面风由副热带高压带吹向副极地低压带，高空由副极地低压带返回。极地环流圈：在65o到极地之间，地面由极地高压带吹向副极地低压带，高空由副极地低压带返回。它是三个环流圈中环流强度最弱的平均纬向环流大气环流最基本的状态是盛行着以极地为中心的旋转的纬向环流，也就是东、西风带①赤道东风带（信风带）：由副热带高压带吹向赤道。北半球为东北信风，南半球为东南信风；②中纬度西风带：由副热带高压带吹向高纬地区。北半球为西南风，南半球为西北风；③极地东风带：由极地高压向外辐散形成这三个纬向环流的东西风带，是不考虑海陆分布和地形起伏等的影响下，全球性的低层盛行风带，称作行星风系。以一年为周期，大范围地区性的盛行风随季节而有显著改变的现象，称为季风。夏季，风由海洋吹向陆地，形成夏季风；冬季，风由陆地吹向海洋，形成冬季风。季风的成因有2：海陆热力差异、行星风带移动。海陆风：海陆风是由于海陆热力差异引起的，但影响范围局限于沿海，风向转换以一天为周期。白天，陆地增温比海面快，陆面气温高于海面，因而形成热力环流。下层风由海面吹向陆地，叫海风，上层则有反向气流锋指两种性质不同的气团相遇时，在它们之间形成一个狭窄的过渡带。通常把锋看成是一个几何面，称为锋面，锋面与地面的交线称为锋线。锋面和锋线统称为锋。其水平范围与气团水平尺度相当，长达几百km到几千km。冷气团冷气团暖气团地面对流层顶下界上界宽度三、气旋与反气旋大气中占据三度空间的大尺度水平空气涡旋，中心气压比周围低、在北半球气流沿着逆时针方向流动，从气压场来说，称为低压，从流场上看，称为气旋；中心气压比周围高、在北半球气流沿着顺时针方向流动，从气压场来看，称为高压，从流场来说，称为反气旋。气旋、反气旋的大小，以地面最外一条闭合等压线为界。气旋为102～103km数量级。反气旋比气旋大得多，大的占据最大的大陆或海洋（如冬季亚欧大陆的蒙古反气旋），小的则可能只有几百公里。◆气旋、反气旋的强度，用地面中心气压值来衡量。中心气压值越低，气旋越强，反气旋越弱；中心气压值越高，反气旋越强，气旋越弱。中纬度地面气压系统最主要的两类是温带气旋和反气旋。台风的形成热带海洋上的空气因受热而对流上升，四周较冷的空气流入补充，然后再受热上升，如此循环往复，形成了热带低压。在夏秋季节，西南季风与东北信风相遇时造成扰动产生旋涡。这种扰动与对流作用相辅相成，使已形成的热带低压的旋涡继续加深，也就是使四周空气流动得更快，风速加大，于是就演变成热带风暴→强热带风暴→台风。台风常常带来狂风暴雨，一天的降雨量可达30亿吨，多的甚至超过200亿吨◆台风形成的基本条件①低空存在一个热带扰动，造成辐合流场，是热带气旋发展的基础；②有广阔的高温洋面(平均温度>=27oC)，蒸发大量水汽到空中凝结，提供台风形成所需的巨大潜热；③有一定的地转偏向力，使忧动气流渐变为气旋性旋转的水平涡旋(南北纬5～20o)；④基本气流的风速垂直切变要小，使潜热不扩散，形成、保持暖心结构及加强对流运动。西太平洋副高对我国天气的影响西太平洋副高是对我国夏季天气影响最大的一个天气系统，在它的控制下将产生干旱、炎热、无风天气，它还通过与周围天气系统相互作用形成其它类型天气。因而，西太平洋副高的位置、强度的变化对我国（主要是东部）的雨季、旱涝以及台风路径等产生重大影响。西太平洋副高是向我国输送水汽的重要天气系统。我国夏季降水的水汽来源，虽然主要是依靠西南气流从孟加拉湾、印度洋输送来，但西太平洋副高的位置和强度关系着东南季风从太平洋向大陆输送水汽的路径和数量，而且还影响着西南气流输送水汽的状况。同时，西太平洋副高北侧是北上暖湿气流与中纬度南下冷空气相交绥的地带，气旋和锋面系统活动频繁，常常形成大范围阴雨和暴雨天气，成为我国东部地区的重要降水带。通常该降水带位于西太平洋副高脊线以北5~8个纬距，并随副高作季节性移动。第四章气候的形成和变化是多种因子综合作用的结果，包括内因和外因：内因－气候系统内各子系统间的相互作用；外因－如太阳辐射、地球轨道参数的变化、大陆飘移、火山活动等。外部因子必须通过系统内因才能对气候产生影响。.海气相互作用海洋与大气之间通过一定的物理过程发生相互作用，组成一个复杂的耦合系统。海洋对大气的主要作用是给予大气热量及水汽，为大气运动提供能源。大气主要通过向下的动量输送（风应力），产生风生洋流和海水的上下翻涌运动，两者在环流的形成、分布和变化上共同影响着全球的气候海洋与大气之间热量、动量、物质的交换，以及这种交换对大气、海洋各种物理特性的影响，称为海气相互作用。沃克环流（纬向环流）-WalkerCirculation赤道地区大洋的东侧是下层冷海水上升作用最为强烈的地区。在赤道东太平洋地区强烈的冷海水上翻，使得其海洋表层温度与赤道西太平洋地区的“暖地”之间形成强烈的对比。在赤道东太平洋冷水域的上空大气强烈下沉，西赤道太平洋印度尼西亚海上大陆上空大气对流强烈，大气以上升为主，这样就形成一个闭合的东西向（纬向）环流圈，称为沃克环流。厄尔尼诺与拉尼娜的形成在正常情况下，赤道太平洋海面盛行赤道东风，而东南太平洋则吹东南信风，大洋东侧表层的暖海水被吹送到西太平洋，其下层的冷海水则不断向上补充表层流失的暖海水，结果使西太平洋海平面上升，热量聚积。西太平洋海平面通常比东部高40cm，表层海水年平均温为29℃，而东部沿岸受下层上涌冷海水的影响，仅24℃左右，东西两侧相差3～6当洋流运动异常或大气环流变化而导致赤道东风和东南信风减弱时，赤道太平洋海面西高东低的温度分布将会被破坏，赤道逆流增强，西太平洋温暖的海水向东延伸，从而使东太平洋补充表层的下层冷海水减少，表层海水温度上升，形成厄尔尼诺。、地形对降水的影响1、迎风山地对降水的形成有促进作用。①山地对空气的机械阻障作用，引起气流的抬升运动，空气达到凝结高度后，加速上升运动的继续发展，成云致雨；②当低压系统或锋面移到山地时，因地形的阻障作用，使低压系统或锋面移动滞缓，因而导致气旋雨或锋面雨雨时延长，强度增大；③当气流进入谷地时，由于喇叭口效应，引起气流辐合上升，如果空气潮湿，层结条件又适宜时，就会产生降水；④在大陆性气候区，夏季由于山坡南北增温情况不同，或由于谷底与山坡增温比谷上空气增温快，会产生局部热力对流，形成对流雨或雷暴雨；⑤气流经过崎岖不平的地形区域，因摩擦力的影响产生湍流上升运动，在其它条件适宜时，往往形成低层云或层积云，产生小量降水，如毛毛雨等。2、地形对降水分布的影响非常复杂，受地形高度、山势走向等诸多因素的影响。①高原内部降水量随海拔高度增加而减少。②在最大降水高度之下，山地降水量随高度增加而增加，到最大降水高度以上，降水减少。③迎风坡多雨，为“雨坡”；背风坡少雨，为“雨影”。④河谷、盆地多夜雨。山地的山上多对流雨。河谷、盆地夜晚为山风，汇集堆聚后被迫抬升，如果原先空气就比较湿润，很容易凝结成云产生降水。山地的山上主要是强迫抬升成云致雨，所以多对流性降水。局地气候小气候是指在局地范围内大气低层（1.5～2.0m以下的气层内），因下垫面结构不均一性影响而形成的贴地层与土壤上层的气候。这种气候的特点主要是表现在个别气象要素和个别天气现象的差异上，如温度、湿度、风、降水以及雾、霜等的分布，但不影响整个天气过程。小气候学是研究近地气层和土壤上层气候的一门科学，是气候学的一个重要分支。二、森林小气候在成片的森林区，林冠层的下部，其内部空气与自由大气几乎隔绝，形成局部的有特色的森林小气候，林冠能吸收80%以上的太阳辐射，可达林内地面的只有5%左右，所以林冠能够减弱林内的辐射，也能防止地面辐射的散失，因而林内的气温变化和缓，其最高气温低于林外，最低温高于林外。冬、春、秋林内可增温1～2℃，夏季可降低1～2森林能减少径流，增加土壤含水量1～4%，使可能蒸发增多，加之林内受热不强，空气铅直对流微弱等综合影响结果，使林内湿度加大，空气相对湿度可提高5～10%。林冠可遮阻降水，中纬地区平均可阻留25%的降水，热带可遮阻65%以上；森林附近地区又容易形成降水，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响大于湿润年代。此外，当空气中含有小水滴吹过森林时，还可形成水平降水。据观测，山上的森林由于出现雾淞，森林内可获得1.9mm的降水量。森林还可减低风速，平均可降低20～30%。森林不但可使林内风速减小，对其周围地区的风速也有减弱作用。当树林相当厚密时，林内几乎完全无风。风吹进森林时，在距离树高2～4倍的地方就开始减弱；气流极少穿过森林，大都上升越顶流过。在森林树冠上流线密集，流速加大，与开阔地同一高度相比，树冠上风速较大。背风面的风速减弱效应距离，约在树高30倍的范围内。总之，森林可使温度变化趋于缓和；增大湿度和降水；加速水分循环，改变风向和风速。森林还可净化空气、消除空气污染、减低噪声影响；可保持水土，防风固沙，调节气候，涵养水分，净化污水。据医学界研究，在人的视野中，绿色达到25%时，心情最舒畅，精神感觉最好。绿色可消除疲劳，使皮肤降温1～2℃，使脉搏减少4～8次，使呼吸均匀，血压稳定，有益健康。所以，营造森林保护森林是改造气候、保护环境的有效措施，也是造福子孙后代的大业。三、城市小气候城市是人口和工厂的集中区，空气的污染、人为热量的释放和下垫面性质的改变是改变城市小气候形成的三个主要原因。城市的工厂、汽车和家庭的取暖设备不断地排放出大量的气体和固体杂质，使空气受到污染，大气混浊度增大，日照减少。所以，到达地面的太阳辐射被减弱很多。1、城市短波辐射和紫外线辐射弱，长波辐射强因日照减少，太阳直接辐射也大为减弱。据观测，太阳直接辐射在市区比郊区平均约少10～20%。当太阳高度角比较小时，如每日的早晚和冬季，阳光通过混浊空气的路径要长些，直接辐射可减少50%。散射辐射在城市的削弱状况不如直接辐射明显，与城市空气污染物的状况有关。总辐射量大致要比郊外低15～20%。又因城市建筑的多次反射，使反射率减少。城市对紫外线辐射的减弱更加明显，冬季的市区比郊外减少30%，夏季仅少5%。但因城市上空混浊度增大，长波辐射却比郊区多10%左右。2、热岛效应大量观测证明，城市气温高于周围郊区，当天气晴朗无风的夜晚，城、郊的温差更大。由于长波辐射较强，在空间分布上，城区气温高，好象一个“热岛”，矗立在农村较凉的“海洋”之上，该现象称为城市“热岛效应“。在世界上规模不等、纬度位置不同以及自然存在差别的城市，均可观测到“热岛效应”。其“热岛”强度又因城市规模、人口多少、工业发达程度等有所不同。城市热岛效应表明城市中的气温高于外围郊区的温度，其形成原因主要有：1、受城市下垫面特性的影响。城市内大量的人工构建物，如混凝土、柏油路面、各种建筑墙面（玻璃墙面）等，改变了下垫面的热力属性，吸热快而热容量小，在相同的太阳辐射条件下，它们比自然下垫面（绿地、水面等）升温快，因而其表面温度明显高于自然下垫面。2、受人工热源的影响。工厂生产、交通运输、居民生活都需要燃烧各种燃料，每天都在向外排放大量的热量。3、城市中绿地、林木、水体的日益减少也影响很大。随着城市化的发展，城市人口的增加，城市中的建筑物、广场、道路等大幅度增加，绿地、水体相应越来越少，缓解热岛效应的能力被削弱。4、城市大气污染的影响。城市中的机动车、工业生产、居民生活，会产生大量的氮氧化物、二氧化碳、粉尘等污染物，这些物质会吸收下垫面的热辐射，增强温室效应，从而使大气进一步升温。§2.气候变化的原因气候的形成和变化受到多种因素的影响与制约，有来自气候系统外部的因素（如太阳辐射、宇宙-地球物理因子），也有气候系统内部的因子（如大气环流成分、下垫面），还有人类直接和间接地对气候的影响。各种因子错综复杂，相互制约，使得气候的变化也呈现出非常复杂、难以预测的特点。太阳辐射和宇宙－地球物理因子都是通过大气和下垫面来间接影响气候变化的。人类活动既能通过影响大气和下垫面从而使气候发生变化，也能直接影响气候。在大气和下垫面间，人类活动和大气及下垫面间，又相互影响、相互制约，各种影响叠加、交错，以多种形式表现出来，使地球气候的变化非常复杂。三、我国太阳能资源的分布我国太阳辐射年总量的区域分布极不均衡（如下图），总体特征是西高东低～西部比东部地区的太阳能更加丰富；在西部地区又呈南高北低的态势；除华南、东北北部以外，东部地区从南到北随纬度而增加。太阳辐射总量高值区出现在青藏高原中西部，低值区位于四川盆地一、农业界限温度又叫农业指标温度，用来表征某些重要的物候现象或农事活动开始、终止时的气温。常用的指标温度是日平均气温连续多日稳定通过某些固定的温度指标值，包括0℃、5℃、10℃、150℃5℃10℃15℃：喜温作物活跃生长的温度，1522℃这些温度有特殊的意义，所以，就成为农业指标温度。确定一年中农业指标温度的初、终日，对指导农业生产活动具有重要意义。(1)水文学定义研究存在于大气层中和地球表面以及地壳内水的各种现象的发生和发展规律及其内在联系的学科，包括水体的形成、循环和分布，水体的化学成分，生物、物理性质以及它们对环境的效应等。(2)研究领域水文学主要研究陆地表面的河流、湖泊、沼泽、冰川等，并逐渐扩展到地下水、土壤水、大气水和海洋水。二、水分循环的成因1、内因——水的“三态”变化：在常温下，水可以在气态、液态、固态之间自由转换，这使得水分循环过程中的转移、交换成为可能。2、外因——太阳辐射和地心引力：太阳辐射的热力作用为水的“三态”变化提供的外部条件；太阳辐射在全球分布的不均匀性以及海陆热力性质的差异，造成大气环流、大气的流动，为水汽的移动创造了条件；地心引力形成重力，促使水从高处流向低处，最终实现了水分循环。水分循环过程包括了3个阶段：蒸发、降水、径流；5个环节：水分蒸发、水汽输送、凝结降落、水分下渗、径流。水分通过3个阶段5个环节的循环过程，使得大气与地表、地表与地下、海洋与陆地之间的水分相互转换、输送，使水圈内的水实现了循环、变换，形成了一个统一的整体。四、水分循环的类型根据水分循环的路径和规模的不同，可以分为两种：大循环——大区域（领域）内的循环，也称外循环。通常就是指海陆之间的水分交换过程，因此也称为海陆间循环。小循环——小区域（领域）内的循环，也称内循环。一般在局部地区（海洋或陆地）内完成的循环过程就是小循环，又可分为海洋小循环和陆地小循环。水分循环对于地球水分和热量的再分配意义重大，犹如自然地理环境的“血液循环”。河流的分段：河源、上游、中游、下游、河口等五个部分。比降大（落差大）；2、水系的类型一般根据干支流分布的形状对水系进行分类，主要可分5类：①扇状水系②羽状水系③平行状水系④树枝状水系⑤格状水系一般较大的水系，难以用一种类型概括，大多是由两种或两种以上的水系类型所组成。一、河流补给的形式降落在地表的雨水，除部分被植物截留、下渗和蒸发以外，其余的形成地表径流，汇入河网，补给河流。冰川、积雪、地下水、湖泊和沼泽，也都可以构成河流的水源。根据降水形式及其向河流运动、输送路径的不同，河流补给主要可以分为：降水补给、融水补给、湖泊和沼泽水补给、地下水补给。二、各种补给的特点1.降水补给：雨水是全球大多数河流最重要的补给来源。以降水补给为主的河流的水量及其变化，与流域的降水量及其变化有着十分密切的关系。我国广大地区，尤其是长江以南地区的河流，降水补给占绝对优势。据估计，我国河流的年径流量中，降水补给约占70％，河流水量与降水量分布一样，表现出由东南向西北递减的趋势；河流多在夏秋两季发生洪水，也与降水集中于夏秋两季有关。2.融水补给：以融水补给为主的河流的水量及其变化，与流域的积雪量和气温变化有关。这类河流在春季气温回升时，常因积雪融化而形成春汛。春季气温和太阳辐射的变化，不像降水量变化那样大，所以春汛出现的时间较为稳定，变化也较有规律。我国东北北部地区有的河流融水补给可占全年水量的20％，松花江、辽河、黄河的融水补给，可以形成不太突出的春汛。西北山区河流中山地的积雪及河冰融水，是山下绿洲春耕用水的主要来源。高山冰川的融水补给时间略迟，常和雨水一起形成夏季洪峰。3.地下水补给：河流从地下所获得的水量补给，称地下水补给。地下水是河流较经常的水源，尤其是冬季降水量很小时，很多河流几乎全靠地下水补给。我国的河流，地下水补给量一般约占河流径流总量的15—30％。地下水补给具有稳定和均匀两大特点。深层地下水受外界条件影响较小，其补给通常没有季节变化；浅层地下水补给状况则视地下水与河流之间有无水力联系（水位相对高低）而定。4.湖泊与沼泽水补给：湖泊、沼泽水补给量的大小和变化，取决于湖泊和沼泽对水量的调节作用－－首先接纳大气降水及地表水，并暂时存储起来，之后缓慢流出不断地补给河流。湖泊面积愈大，水量愈多，对河水的调节作用就愈显著。一般说来，湖泊沼泽补给的河流，水量变化缓慢而且稳定（没有明显的季节变化）。5.人工补给：从水量多的河流、湖泊中，把水引入水量缺乏的河流，向河流中排放废水等，都属于人工补给范围。径流：指大气降水到达陆地后，除去蒸发后在地表或地下形成的、由于受重力作用而从高处向低处流动的水流。径流可分为地表径流和地下径流。★河川径流：从地表和地下汇入河川后，向流域出口断面汇集的水流，即为河川径流。1.停蓄阶段降水落到流域内后，一部分被植物截留，另一部分被土壤吸收，然后经过下渗，进入土壤和岩石孔隙中，形成地下水。可见降水初期不会立即产生径流。降水进行到大于上述消耗时，便在一些分散洼地停蓄起来，称为填洼。停蓄于洼地的水也不能立即变为径流，所以这个阶段叫做停蓄阶段。对于径流的形成而言，停蓄阶段是一个耗损过程；但是，从增加雨水对地下水的补给和减少水土流失来说，这个阶段是具有重要意义的。2.漫流阶段（坡地汇流）降水进行到植物截留和填洼都已达到饱和，降水量超过下渗量时，水在重力作用下沿着坡地流动，地表开始出现沿天然坡向流动的细小水流，即坡面漫流。坡面漫流范围逐渐扩大，并分别流向不同的河槽里，叫漫流阶段。◆坡地汇流有三种主要形式：片流、沟流、壤中流。以沟流为主。流域上的净雨量有85—95％是通过坡地漫流而进入河网的。3.河槽集流阶段坡面漫流的水进入河道中，沿河网向下游流动，使河流流量大为增加，叫做河槽集流。河槽集流阶段，大部分河水流出河口外，只有小部分渗过河谷堆积物补给地下水，待洪水消退后，地下水又反过来补给河流。河槽集流过程在降水停止后还将继续很长时间。这个阶段包括雨水由坡面进入河网，最后流出出口断面的整个过程，它是径流形成的最终环节。1、河流的年内变化特征◆汛期：指河流处于高水位的时期，如夏季；◆枯水期：指河流处于低水位的时期，如冬季；◆平水期：指河流处于正常水位的时期，如秋季；1、洪水：指大量降水短时间内汇入河槽，形成特大的径流，达到威胁沿岸地区安全的程度。洪水又称为“汛”。洪水溢出河槽而造成洪灾。洪涝灾害是全世界排位第一的自然灾害类型。连续、强烈的降水是造成洪水的主要原因，积雪融化也可以造成洪水（如春汛）。流域内的降水分布、强度、降水中心移动路线，以及支流排列方式，对洪水性质有直接影响。◆洪水三要素：洪峰流量就是流量过程线中的流量最大值或曲线的峰值流量。洪峰流量Qm、洪水总量W和洪水过程线。洪水总量，即洪水的总体积。洪水过程线，就是洪水流量过程线。洪水过程线的面积即为洪水总量。◆湖泊：陆地表面具有一定规模的天然洼地的蓄水体系，它是湖盆、湖水以及水中物质组合而成的自然综合体。◆湖泊主要通过入湖河川径流、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。1、湖泊的成因分类天然湖盆是在内、外力相互作用下形成的。◆以内力作用为主形成的湖盆，主要有构造湖盆、火山口湖盆和阻塞湖盆等；◆以外力作用为主形成的湖盆，主要有河成、风成、冰成、海成、溶蚀等不同类型的湖盆。1）构造湖：由于地壳的构造运动（断裂、断层、地堑等）凹陷形成，其特点是湖岸平直、狭长、湖下陡峻，深度大，如贝加尔湖、洱海等。2）火山口湖：火山喷发停止后，火山口成为积水的湖盆，其特点是外形近圆形或马蹄形，深度较大，如长白山的天池，湛江湖光岩等（玛珥湖区别于其它火山口湖的特点是平地爆发，蒸汽、泥石同时喷发后形成火山口）。3）堰塞湖：包括熔岩堰塞湖与山崩堰塞湖。前者为火山爆发熔岩流阻塞河道形成，如镜泊湖、五大连池等；后者为地震、山崩导致河道阻塞所成，其存在时间往往不长即被河水冲毁而恢复原河道，如5.12四川地震形成的堰塞湖。矿化度指水中溶解成分的总量，包括溶解于水中的各种离子、分子、化合物，但不包括悬浮物和溶解气体。矿化度以“克/升”表示。一般测定矿化度的方法是将一升水加热到105－110℃按湖水矿化度分类（主要是按湖水含盐度的大小），分为淡水湖、微咸水湖、咸水湖及盐水湖四类。外流湖：湖水能通过出流河汇入大海的湖泊外流湖的水量平衡特点为：补给主要来自入湖径流，主要损耗是出湖径流，湖面降水、蒸发、渗漏所占比例较小。湖泊对河川径流有明显的调节作用，使下游河流水位变化相对平缓。外流湖最高水位多出现在雨季，最低水位多出现在少雨或引用湖水最多的季节。如鄱阳湖、洞庭湖都是外流湖。外流湖大多为淡水湖（如鄱阳湖、洞庭湖、太湖等），内陆湖则多为咸水湖、盐水湖（如纳木错、青海湖、运城盐湖等）。沼泽地段的自然地理条件一般是地势低平、排水不畅、蒸发量小于降水量，地表组成物质粘重不易渗透。故主要分布在冷温带或温湿地带。沼泽的形成大致可分为两种情况：1、水体沼泽化：主要是指海滨沼泽化、湖泊沼泽化和河流沼泽化。2、陆地沼泽化：森林沼泽化和草甸沼泽化。1、按照沼泽发育过程由低级到高级将其分为：富养沼泽（低位沼泽）中养沼泽（中位沼泽）贫养沼泽（高位沼泽）其中，低位沼泽、中位沼泽、高位沼泽是根据沼泽土壤中水的来源划分的。、沼泽的水文特征沼泽一般排水不畅，加以植物丛生，故沼泽水的运动十分缓慢。沼泽水的主要补给来源是降水、积雪融水和地下水。蒸发是沼泽水的主要损耗方式。沼泽中的泥炭层毛管发育良好，可以使数米深的地下水上升至地表。泥炭中的水流动很缓慢。据计算，在分解程度很低的泥炭层的最上部，水的流速每日只有2～3m。苔藓沼泽中的潜水面多是中间凸起，周围逐渐低落，潜水位具有明显的季节性变化。春季融雪和秋季气温下降时，形成两个高水位。夏季气温高、蒸发强和冬季缺乏地表水补给，又形成两个低水位。径流极小是沼泽水文的又一特征。径流量只及蒸发量的1/3，沼泽对河流的补给作用非常微弱。沼泽对水分的滞蓄，可以缓解洪峰；而对河流缓慢和微弱的补给都是对河流水量的一种调节。地下水的来源与出路◆地表水的来源：降水入渗；河流、湖泊、沼泽等水体的测向或纵向补给；地质史上的岩石封存的水；结晶水等。地下水主要来自大气降水和地表水的下渗，小部分来自水汽在地下岩土中的凝结。◆地下水的出路：蒸发；与河流、湖泊等水体的水交换；人类的开采。水的酸碱度主要取决于水中氢离子浓度，氢离子浓度一般用pH值表示：pH=-lg[H+]。根据pH值可将水分为：酸碱性强酸水弱酸水中性水弱碱水强碱水pH值<55～777～9>9地下水的氢离子浓度主要取决于水中含有HCO3-、CO32-和H2CO3的数量。自然界中大多数地下水的pH值在6.5—8.5之间。酸性地下水可分解水泥及混凝土中的CaCO3，造成酸性侵蚀。因此氢离子浓度可作为地下水酸性侵蚀性的指标。地下水的运动形式有？地下水因重力作用，在岩土空隙中的运动，称为渗透或渗流。其运动形式，随水流速度不同而分为层流运动和紊流运动两种形式。地下水在岩石空隙中的运动速度要比地表水的速度慢得多，除了在宽大裂隙或空洞中具有较大速度而成为紊流外，一般都为层流。（1）层流运动水在岩土空隙中流动时，水质点有秩序地、互不混杂地流动，称为层流运动。（2）紊流运动水在岩土空隙中流动时，水质点无秩序地、互相混杂的流动，称为紊流运动。大气降水或灌溉水向下渗入必须通过土层，这时渗入水的一部分保持在土壤层中，成为田间持水量(就是土层中最大悬挂毛管水量)，多余部分呈重力水下渗补给潜水。土壤水主要消耗于蒸发，水分变化相当剧烈，受大气条件的制约。当土壤层透水性很差，气候又潮湿多雨或地下水位接近地表时，易形成沼泽。当地下水埋藏不深，毛细水带可达到地表时，由于土壤水分强烈蒸发，盐分不断积累于土壤表层，则形成土壤盐渍化。对地下水进行分类，一般都按照地下水的埋藏条件，或按照岩土的贮水空隙的差异来分类。按埋藏条件地下水分为包气带水、潜水和承压水三类2、潜水潜水是埋藏在地表下第一个稳定隔水层上具有自由表面的重力水。这个自由表面就是潜水面，潜水面用高程表示潜水位，从地表到潜水面的距离称为潜水的埋藏深度。由潜水面往下至隔水层顶板之间充满重力水的岩层称潜水含水层，两者之间的距离称含水层厚度。（1）根据潜水的埋藏条件，潜水具有以下特征：☻潜水面是自由水面，沿水平方向由高处向低处流动。潜水面的形状受地形、地质、气象、水文等自然因素控制，与地形有一定程度的一致性。潜水面坡度一般随地形坡度变陡而变陡，但潜水面坡度总小于地面坡度。☻潜水面以上无稳定的隔水层，大气降水、凝结水或地表水可以通过包气带补给潜水，因此，潜水的补给区和分布(径流)区是一致的。☻潜水的水位、水量、水质随季节不同而有明显的变化。在雨季，潜水补给充沛，潜水位上升，含水层厚度增大，埋藏深度变小；而在枯水季节正好相反。特点：潜水面不承受静水压力；补给区与分布区一致；动态变化较不稳定，有明显的季节变化；潜水补给条件好，水量丰富；水质容易遭污染。（2）潜水等水位线潜水面的形状可用等高线图表示，称潜水等水位线图。绘制时应在大致相同的时间内测定，点绘在地形图上，连接水位等高的各点，即为等水位线图。由于水位有季节性变化，图上必须注明测定水位的日期。一般应有最低水位和最高水位不同时期的等水位线图。潜水等水位线图就是潜水面各点水位高程的等值线图。利用等水位线图，可以确定潜水的流向：垂直于潜水等水位线、从高水位指向低水位的方向，就是潜水的流向。（3）根据等水位线可以确定以下问题：☻确定潜水流向。潜水由高水位流向低水位，所以，垂直于等水位线的方向就是潜水的流向。☻确定潜水的水力梯度。在潜水的流向上，相邻两等水位线的高程差与水平距离之比值，即为该段距离内潜水的水力梯度。☻确定潜水的埋藏深度。任一点的潜水埋藏深度是该点地形等高线的标高与该点等水位线标高之差。☻确定潜水与地表水的补排关系。潜水与河水的补给关系一般有三种不同情况：a.潜水补给河水，潜水面倾向河流，这种情况多见于河流中上游山区。b.河水补给潜水，潜水面背向河流，这种情况多见于河流下游地区。c.河水一侧补给潜水一侧排泄潜水。这种情况多发生于山前地区的一些河流。☻确定泉眼的位置。等水位线与地形等高线高程相同处，潜水出露即为泉。☻选择给水建筑物的位置。汇流处打井3、承压水充满于两个隔水层之间的水为承压水。承压水存在上下两个稳定的隔水层，上面的称为隔水层顶板，下面的称为隔水层底板，两板之间的距离称为含水层厚度。承压水具有静水压力。当钻孔打穿隔水层顶板至含水层时，承压水在静水压力作用下就会上升到含水层顶板以上一定高度（承压水位）。若此高度大于地面高程，就会形成自流井。隔水顶板妨碍了含水层直接从地表得到补给，故承压水的补给区和分布区往往不一致，可以明显地分为补给区、承压区和排泄区。自隔水层顶板底面到承压水位之间的铅垂距离称为承压水头，也称压力水头。承压水含水层在盆地边缘露出地表的位置较高，可直接受大气降水或地表水补给的范围称为补给区。承压水含水层在承压盆地边缘，地势较低的地段或含水层被切割，这地段便成为承压水的排泄区。在补给区与排泄区之间，承压含水层之上被隔水层覆盖，并且含水层被水充满的这个地段，称为承压区。特点：承压水具有一定的压力水头；补给区与承压区不一致；水量、水位、水温都较稳定，受气候、水文因素的直接影响较小，没有明显的季节变化；补给条件较差，大规模开发后，水的补充和恢复较缓慢；水质不易遭污染二、按岩土的贮水空隙的差异，地下水可以分为：孔隙水、裂隙水、岩溶水三类。1、孔隙水存在于岩土孔隙内的水称为孔隙水。孔隙水按其与岩土相互作用的性质和特点分为结合水、毛管水和自由水。当水量少时，水分子受静电引力被吸附在碎屑颗粒和岩石的表面成为结合水；如果岩土空隙较小，当孔隙并未被水所充满而处于非饱和状态时，由于水受表面张力作用，可沿空隙上升形成毛细管水；如果空隙较大，水的重力大于表面张力，则受重力的支配水从高处向下渗流，形成重力水（自由水）。2、裂隙水埋藏在岩体裂隙中的地下水统称为裂隙水。根据裂隙的性质分为：风化裂隙水，成岩裂隙水和构造裂隙水三类。（1）风化裂隙水风化裂隙发育在基岩表层，延伸短。无一定方向，但密集而均匀。故常可构成统一的地下水面，形成裂隙潜水。一般由大气降水补给，其埋藏深度随地形而异，在分水岭处深度最大（可达数十米），山坡处埋深变小，沟谷中常喷出成泉，或直接排泄给河流。（2）成岩裂隙水成岩裂隙具有发育均匀且张开并构成连通的裂隙系统的特点，一般常见于质地疏松多孔的喷出岩(即火山岩)中，如玄武岩的校状裂隙。当岩层裸露地表时，即形成潜水。（3）构造裂隙水构造裂隙的发育情况极为复杂，因此，形成的构造裂隙水也很复杂，为潜水和承压水，按其形状又可分为层状裂隙水和脉状裂隙水。层状裂隙水是指埋藏于区域构造裂隙中的水，在裂隙发育良好的坚硬脆性岩石里，往往构成统一的含水层。当其上下均有隔水层时，则形成裂隙承压水。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、冲沟等地面切割强烈的地方，平原地区堆积物厚、切割微弱、地下水不易出露、所以平原地区较少见到泉。按泉水的矿化度分为淡水泉和矿泉两大类。矿泉＞1g∕l；淡水泉＜1g∕l◆矿泉又分为矿泉水和矿化水两类。矿泉水有显著的医疗价值，而矿化水无医疗价值。冰川（glacier）是一条以冰块组成的巨大河流，又称为冰河。在终年冰封的高山或两极地区，多年积雪在重力作用下挤压、变质形成冰块，沿斜坡向下缓慢滑行而形成冰川。二、冰川的特点（1）冰川的发育与存在具有长期性。冰川是一种在若干年较长时期内持续存在的冰雪体。它的形成与积累，需要数十年、数百年，甚至更长的时间，它不会因气候的短期波动而消亡。（2）冰川有运动性。运动性是冰川区别于其他任何自然冰体的最显著的特点。冰川的运动，是由于冰川冰的粘塑性决定的。任何不能运动的，或被搬动的冰的堆积体，都不属于冰川范畴。（3）冰川是大气降落的积雪，经过一系列的物理过程演变而成的。冰川冰是一种特殊的变质冰。冰川的这个特点，使许多普通积雪和冰体不能列入冰川之列。例如多年冻土地区的地下冰也可以长期存在，但因为它不是积雪变成的，就不能称为冰川冰。地球南北两极的海面上，飘浮着许多冰块，其中一部分是海水冻结形成的，它们在结构和成分上与冰川冰有很大的不同，因此也不能称作冰川。（4）冰川是在大陆上形成，具有一定形态和一定规模的冰体。冰川的形态因地域不同而异，有呈带状的，如山谷冰川，有呈片状、圆形或不规则形状