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

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較長的紅外光線，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、對流而升溫，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 主要氣象要素

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間和空間的變化必然導致氣溫的相應變化。

氣溫隨時間的變化是指一個地區(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，是指同一地點不同高度上氣溫的變化。在對流層內，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。在標準狀態(tài)下（氣溫為0℃時，緯度45°的海平面上）的氣壓為760毫米水銀柱高度，即約相當105Pa。

由于大氣的質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，對流層厚度較大，故在赤道上空，氣壓較兩側地帶大，大氣向兩側運動。兩側地帶由于發(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，兩側則形成亞熱帶高壓帶，地表遂產生由兩側向赤道運動的氣流。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。氣壓差別引起氣流，氣流運動使大氣中的水分與熱量重新分配，從而引起各種復雜的天氣現(xiàn)象。

1．3．1．3．3 濕度

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

汽含量的多少，而不能表明此時空氣中水汽含量的飽和程度。因此又有相對濕度的概念。 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（代號為M）

或壓力單位（代號為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

絕對濕度和飽和水汽含量之比即為相對濕度（r），即

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

相對濕度可通過計算求得。若氣溫為20℃，絕對濕度e＝4.6mm，則查表1—2得E＝17.5mm，相對濕度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，因此當絕對濕度不變時，隨氣溫下降，相對濕度隨之增高。當絕對濕度與飽和水汽含量相等，相對濕度等于100％�？諝庵兴�汽達到飽和時的氣溫稱為露點。當氣溫降到露點以下，空氣中過剩的水汽即凝結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、風速等），其中主要決定于氣溫和絕對濕度的對比關系。氣溫決定了空氣的飽和水汽含量，而絕對濕度則是該溫度下空氣中實有的水汽含量，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，相對濕度愈小，則飽和差愈大，蒸發(fā)速度也愈大。

風速是影響水面蒸發(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一步蒸發(fā)，風將水面蒸發(fā)出來的水汽不斷吹走，蒸發(fā)加快，因此，風速愈大，蒸發(fā)就愈強烈。 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)量的大小表征一個地區(qū)蒸發(fā)的強度。氣象部門常用蒸發(fā)皿（直徑數(shù)十分米的圓皿）測定某一時期內蒸發(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)的相對強度，而不代表實際的蒸發(fā)水量。因為通常一個地區(qū)不全是水面，并且，用小直徑的蒸發(fā)皿測得的蒸發(fā)量比實際的水面蒸發(fā)量要偏大許多。

1．3．1．3．5 降水

當空氣中水汽含量達飽和狀態(tài)時，超過飽和限度的水汽便凝結，以液態(tài)或固態(tài)形式降落到地面，這就是降水�？諝饫鋮s是導致水汽凝結的主要條件。暖濕氣團由于各種原因變冷就可以產生降水。其中最常見的是鋒面降水。當暖濕氣團與冷氣團相遇時，在兩者接觸的鋒面上，水汽大量凝結形成降水。氣象部門用雨量計測定降水量，以某一地區(qū)某一時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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以上介紹了主要氣象要素的基本概念，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)一定時間內，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，對于自然界水文循環(huán)過程，以至地下水的時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，并經常相互轉化。據(jù)統(tǒng)計，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。匯注于某一干流的全部河流的總體構成一個地表徑流系統(tǒng)，稱為水系。一個水系的全部集水區(qū)域，稱為該水系的流域。流域范圍內的 降水均通過各級支流匯注于干流。相鄰兩個流域之間地形最高點的連線即為分水線，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別，具有自己的一些特點。

在水文學中常用流量、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。水文地質學中有時也采用相應的特征值來表征地下徑流。

流量（Q） 系指單位時間內通過河流某一斷面的水量，單位為m3/s。Q流量等于過水斷面面積F與通過該斷面的平均流速V的乘積，即：

Q=VgF

徑流總量（W）：系指某一時段T內，通過河流某一斷面的總水量，單位為m3。可由下式求得： W=QgT

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

單位，計算式為： M=Q3g10 （1L = 10?3m3 ） F

：系指計算時段內的總徑流量均勻分布于測站以上整個流域面積上所得 徑流深度（Y）

到的平均水層厚度，單位為mm，計算式為：

Y=

Y， 以小數(shù)或百分數(shù)表示。 XW?3 10F 徑流系數(shù)（α）：為同一時段內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系見表1—3。

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表l一3 徑流特征值換算關系

1．4 我國水文循環(huán)概況

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

我國位于世界最大陸地——歐亞太陸東緣，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，對我國氣候起控制作用的則是兩個高氣壓中心：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；海洋降溫慢，空氣密度相對較小，夏威夷高壓減弱；此時，我國大部分地區(qū)盛行西北季風，寒流所及，天氣干冷晴朗。夏季，太陽輻射增強，陸地增溫強烈，蒙古高壓迅速衰退；海洋溫度相對較低，夏威夷高壓相對強盛。我國大部盛行東南風。