线运动时，还会受到大气的惯性离心力作用。此外，近地面大气的水平运动 还将受到地面再 擦力的影响： 运动的才 气与大气之间也存在着摩擦力作用 在上述几种作用力中，水平气压梯度力是大气运动的原动力，其它力只在大 气运动开始后起作用。 (二)大气环流 大气环流是指大节围的大气运动状态。应后融了大气运动的其本格局 并孕育和制约着较小规模的气流运动。它是各种不同尺度的天气系统发生 发展和移动的背景条件。 1.低纬环流 在赤道地区，地表气温终年炎热，空气受热膨胀、密度变轻而上升，形 成“未首低压带” 。因该地带空气以垂直上升运动为主，且上升气流常带有 较多水汽，到高空后易冷凝降雨，故造成“) 赤道无风带 和湿热多雨气候 赤道地表的空气升到高空后，在高空形成高压，促使赤道高空气流向南、向 北流动。由于地转偏向力的作用，气流方向逐渐向东加大偏转，并在大约 南、北纬30°的高空与纬线基本平行。这样，气流不能再向南或向北流动 造成高空气体聚积、密度加大 气流被压向地面动。形成“执带高压带 (静风带) ,并导致出现干旱的沙漠气候。在近地面，气流由副热带高压带 向赤道低压带运动，并由于地转偏向力作用使气流方向逐渐向西偏转，形成 “东北或东南信风（贸易风）带”（图2.5）。于是，在赤道与南、北纬30 之间形成一个低纬度的大气环流系续。 2.中纬环流与高纬环流 由于两极地区终年寒冷，大气冷却收缩，在近地面形成南、北“极地高 压带”。而在极地高压带与副热带高压带之间，即在大约南、北纬60°的地 区形成一个相对低压带.叫“副极地低压带” 。于是在气压梯度力、地转偏 向力和摩擦力的共同作用下 由极地高压带到副极地低压 带之间形成偏东 风，称“极地东风带 ；由副热带高压带到副极地低压带形成偏西风，称 行西风带”。当极地东风与盛行西风在副极地低压带相遇时，形成上升气流。 上升气流在高空又分别流向副热带和极地上空。于是就形成了中纬环流圈和 高纬环流 由于 大气环流的结果 在全球近地面大气中形成了相对稳定的7个气压 带和6个风带（见图25）。地表地形和海陆分布特点可使局部地区的大气 环流模式发生变化。例如，由于高耸的喜马拉雅山和青藏高原的阻挡作用， 明显地改变了我国西部地区的大气环流结构，有人认为这可能是使我国西部 涿渐沙草化的重要原闲」 第二节水圈 水圈(hydrosphere)是指由地球表层水体所构成的连续圈层。水(water) 是组成自然界最重要的物质之 是一切生物生存必不可少的物质条件，对 地球表层环境的形成和改造起到重要的作用 一、水圈的组成
线运动时，还会受到大气的惯性离心力作用。此外，近地面大气的水平运动 还将受到地面摩擦力的影响；运动的大气与大气之间也存在着摩擦力作用。 在上述几种作用力中，水平气压梯度力是大气运动的原动力，其它力只在大 气运动开始后起作用。 （二）大气环流 大气环流是指大范围的大气运动状态。它反映了大气运动的基本格局， 并孕育和制约着较小规模的气流运动。它是各种不同尺度的天气系统发生、 发展和移动的背景条件。 1.低纬环流 在赤道地区，地表气温终年炎热，空气受热膨胀、密度变轻而上升，形 成“赤道低压带”。因该地带空气以垂直上升运动为主，且上升气流常带有 较多水汽，到高空后易冷凝降雨，故造成“赤道无风带”和湿热多雨气候。 赤道地表的空气升到高空后，在高空形成高压，促使赤道高空气流向南、向 北流动。由于地转偏向力的作用, 气流方向逐渐向东加大偏转，并在大约 南、北纬 30°的高空与纬线基本平行。这样，气流不能再向南或向北流动， 造成高空气体聚积、密度加大，气流被压向地面运动，形成“副热带高压带” （静风带），并导致出现干旱的沙漠气候。在近地面，气流由副热带高压带 向赤道低压带运动，并由于地转偏向力作用使气流方向逐渐向西偏转，形成 “东北或东南信风（贸易风）带”（图 2.5）。于是，在赤道与南、北纬 30 °之间形成一个低纬度的大气环流系统。 2.中纬环流与高纬环流 由于两极地区终年寒冷，大气冷却收缩，在近地面形成南、北“极地高 压带”。而在极地高压带与副热带高压带之间，即在大约南、北纬 60°的地 区形成一个相对低压带，叫“副极地低压带”。于是在气压梯度力、地转偏 向力和摩擦力的共同作用下，由极地高压带到副极地低压带之间形成偏东 风，称“极地东风带”；由副热带高压带到副极地低压带形成偏西风，称“盛 行西风带”。当极地东风与盛行西风在副极地低压带相遇时，形成上升气流。 上升气流在高空又分别流向副热带和极地上空。于是就形成了中纬环流圈和 高纬环流圈。 由于大气环流的结果，在全球近地面大气中形成了相对稳定的 7 个气压 带和 6 个风带（见图 2.5）。地表地形和海陆分布特点可使局部地区的大气 环流模式发生变化。例如，由于高耸的喜马拉雅山和青藏高原的阻挡作用， 明显地改变了我国西部地区的大气环流结构，有人认为这可能是使我国西部 逐渐沙漠化的重要原因。 第二节 水圈 水圈（hydrosphere）是指由地球表层水体所构成的连续圈层。水（water） 是组成自然界最重要的物质之一，是一切生物生存必不可少的物质条件，对 地球表层环境的形成和改造起到重要的作用。 一、水圈的组成
(一)水的分布 自然界的水以气态 ,固态和液态三种形式存在于大气圈、生物圈、海洋 与大陆表层之中。地球水体的总质量为1.5×1018t,体积约1.4×1018m3,其 中，海洋水约占97.212%，大陆表面水约占2.167%，地下水为0.619%， 大气水占0.001%（表2.2）。从表中可以看出，地球上水体的分布是极不均 匀的，能被人类饮用的淡水只占所有水体的 小部分 而且大部分又为固结 在两极 及高山地区的固态水。 如果设想将地球表面全部削平，水圈的水体足 以覆盖整个地球达2700多m (二)水的类型 水的分类方案很多，主要是根据研究任务、目的、内容不同对水采取不 同的分类，如按水的存在形式可分为汽态水 液态 依水中的含 盐量又可分为咸水、半咸水和淡水。 若按天然水所处的环境不同可分为：海 水、大气水和陆地水3类 1.海水(sea water) 海洋是地球表面最大的积水盆地，是水圈的主体 表2.2 地球上水的分布 分有类型 水量/10km3 比例/名 132000 97.212 河流 0.125 0.0001 地 淡水湖 12.5 0.0092 成水湖 10.4 0.0077 冰川 2920 2.15 6.7 0.0049 浅层地下水 420 0.31 深层地下水 414 0305 生物水 1.3 0.001 总计 135786145 100 (1)海水的性质 海水的物理性质海水的物理性质主要包括海水的温度、密度、压力和 透明度。海水的温度常随纬度和水深的变化而变化，低纬度地区的海水温度 较高：深部的海水温度较稳定，常在(-1一4)℃之间，而表层的海水温度变 化较大。 海水的密度取决于海水的盐度和温度，0℃时，正常盐度(35%)的 海水密度为1.02g/cm3,密度随盐度的增加而增加但随温度的增高而降低。 通常深部海水的密度较大，而浅处较小；近岸边的较大，而海洋中心的较小。 海水的压力是指海水自重产生的静压力，海水每加深10m约增加105Pa。 海水的透明度是指海水透过光线的能力， 般近岸带的海水透明度低，而远 岸的海水透明度高。 海水的化学性质海水中含有多种化学元素，目前已知的有72种，但常 见和含量较高的有12种（除H、0以外），它f们是Cl、Na、Mg、S、Ca、K
（一）水的分布 自然界的水以气态、固态和液态三种形式存在于大气圈、生物圈、海洋 与大陆表层之中。地球水体的总质量为 1.5×1018t，体积约 1.4×1018m 3，其 中，海洋水约占 97.212％，大陆表面水约占 2.167％，地下水为 0.619％， 大气水占 0.001％（表 2.2）。从表中可以看出，地球上水体的分布是极不均 匀的，能被人类饮用的淡水只占所有水体的一小部分，而且大部分又为固结 在两极及高山地区的固态水。如果设想将地球表面全部削平，水圈的水体足 以覆盖整个地球达 2700 多 m 厚。 （二）水的类型 水的分类方案很多，主要是根据研究任务、目的、内容不同对水采取不 同的分类，如按水的存在形式可分为汽态水、液态水和固态水；依水中的含 盐量又可分为咸水、半咸水和淡水。若按天然水所处的环境不同可分为：海 水、大气水和陆地水 3 类。 1.海水（sea water） 海洋是地球表面最大的积水盆地，是水圈的主体。 表 2.2 地球上水的分布 分布类型 水量/104 km3 比例/％ 海洋 132000 97.212 河流 0.125 0.0001 淡水湖 12.5 0.0092 咸水湖 10.4 0.0077 陆 地 表 面 水 冰川 2920 2.15 土壤 6.7 0.0049 浅层地下水 420 0.31 地 下 水 深层地下水 414 0.305 生物水 1.3 0.001 总计 135786145 100 （1）海水的性质 海水的物理性质 海水的物理性质主要包括海水的温度、密度、压力和 透明度。海水的温度常随纬度和水深的变化而变化，低纬度地区的海水温度 较高；深部的海水温度较稳定，常在（-1～4）℃之间，而表层的海水温度变 化较大。海水的密度取决于海水的盐度和温度，0℃时，正常盐度（35‰）的 海水密度为 1.02g/cm3，密度随盐度的增加而增加但随温度的增高而降低。 通常深部海水的密度较大，而浅处较小；近岸边的较大，而海洋中心的较小。 海水的压力是指海水自重产生的静压力，海水每加深 10m 约增加 105 Pa。 海水的透明度是指海水透过光线的能力，一般近岸带的海水透明度低，而远 岸的海水透明度高。 海水的化学性质 海水中含有多种化学元素，目前已知的有 72 种，但常 见和含量较高的有 12 种（除 H、O 以外），它们是 Cl、Na、Mg、S、Ca、K
Br,C、Sr、B、Si、F。汶12种元素的含量约占海水中除0、H外的所右元 素含量的99.8%。海水中常见的盐类是NaC1,其次是MgC1、MgS0 K,S04和CC03。海水中溶解的全部盐类物质与海水重量之比称为盐度，以千 分率(%。)表示。大洋中的盐度介于33%，一37%之间，通常以35%代表海洋 的标准盐度。如果明显高于35%的海洋称咸化海，如红海的盐度大于40% 低于这个数值的称淡化海，如波罗的海的盐度小于10%。海水中溶解的气体 有02、N2、C02、H,S等，02主要分布于海水的表层和近岸地带；H2S通常聚 集在海水流动不畅的海域，如海湾或海底；C02在海水中分布较 (2)海水的运动 海水在风、日月（天体）引力、地震、火山爆发、太阳能等种种因素的 影响下，使其处于不停地运动之中。海水的运动有波浪、潮汐、海流（洋流） 和浊流等几种形式。 波浪(sea wave)波浪是海水最基本的运动形式。当风刮过海面时，风 与海水面之间产生摩擦力，使海水产生运动形成波浪。海水运动时，水质点 基本上绕某个平衡位置作圆周运动，只是向前移动很小的距离（图26 水质点作圆周运动时，当运动到最高点就形成波峰， 运动到最低点就构成波 谷，而波高就相当于水质点运动圆周的直径。在水的内摩擦力（粘滞力）的 作用下，一个水质点就带动下一个水质点运动，并依次传递下去，就形成波 浪，使水面呈波状起伏（图2.B)。水质点的动能同时也向水面以下传递 但由 水深增加 压力加 内摩擦力 亦即阻 刀增加 所以水质点的 运动圆周随水深增加变得越来越小。实验证明，水质点运动圆周的直径的减 小与波长为函数关系，当水深相当于1/9波长时，在该点水质点运动直径为 1/2波高；当水深达1/2波长时，水质点的运动圆周直径仅为0.04波高，即 波浪运动口很微弱了 一般出深度认为是波浪作用的下限。地漂、火山山 发可释放出巨 ,使海水强烈运动， 产生汹涌的海浪，波高可达几十 米，这种海浪称海啸。 潮汐(tide)全球性海水周期性涨落现象叫潮汐。潮汐是海水在引潮力 作用下形成的 引潮力主要是月球 太阳对地球的引力和地球绕地 月系质心 旋转、绕太阳公转的惯性离心力的合力，所以引潮力主要包括太阳地球间的 引潮力和地球-月球间的引潮力两部分。由于月球距地球较近，是引潮力的主 体部分；太阳的质量虽然很大，但由于距离地球太远，其引潮力仅为月球的 466%。以地球-日球间的2引潮力为列（图27）日球对地球上每一占的尼 力大小是各不相同的，以地 月质心连线上的对月点为最大、 背月点 为最 地心处为平均值，方向总是指向月心；而地球绕地-月系质心绕转产生的惯性 离心力，在地球上各点大小相等（等于月球对地心处的平均引力值） ,方向 相同，但与月球对地心的引力方向相反：引力与离心力的合力构成引潮力。 该合力在对月点和背月点最大，且方向垂直指向球面外空间，因而可使海面 上升 凸起，发生涨潮，当海面达到最高点时 称高潮；而在距对月点、 背月点 方位角为90°的地区，合力最小形成落潮，当海面达最低点时称为低潮。由 于地球的自转，地球上同一地点一天内可出现两次涨潮和落潮。同时，太阳 的引潮力也可引起潮汐现象。如果当月球、太阳、地球处在一条直线上（朔
Br、C、Sr、B、Si、F。这 12 种元素的含量约占海水中除 O、H 以外的所有元 素含量的 99.8％。海水中常见的盐类是 NaCl，其次是 MgCl、MgSO4、CaSO4、 K2SO4和 CaCO3。海水中溶解的全部盐类物质与海水重量之比称为盐度，以千 分率（‰）表示。大洋中的盐度介于 33‰～37‰之间，通常以 35‰代表海洋 的标准盐度。如果明显高于 35‰的海洋称咸化海，如红海的盐度大于 40‰； 低于这个数值的称淡化海，如波罗的海的盐度小于 10‰。海水中溶解的气体 有 O2、N2、CO2、H2S 等，O2 主要分布于海水的表层和近岸地带；H2S 通常聚 集在海水流动不畅的海域，如海湾或海底；CO2在海水中分布较广。 （2）海水的运动 海水在风、日月（天体）引力、地震、火山爆发、太阳能等种种因素的 影响下，使其处于不停地运动之中。海水的运动有波浪、潮汐、海流（洋流） 和浊流等几种形式。 波浪（sea wave）波浪是海水最基本的运动形式。当风刮过海面时，风 与海水面之间产生摩擦力，使海水产生运动形成波浪。海水运动时，水质点 基本上绕某个平衡位置作圆周运动，只是向前移动很小的距离（图 2.6A）。 水质点作圆周运动时，当运动到最高点就形成波峰，运动到最低点就构成波 谷，而波高就相当于水质点运动圆周的直径。在水的内摩擦力（粘滞力）的 作用下，一个水质点就带动下一个水质点运动，并依次传递下去，就形成波 浪，使水面呈波状起伏（图 2.6B）。水质点的动能同时也向水面以下传递， 但由于水深增加，压力加大，内摩擦力增加，亦即阻力增加，所以水质点的 运动圆周随水深增加变得越来越小。实验证明，水质点运动圆周的直径的减 小与波长为函数关系，当水深相当于 1/9 波长时，在该点水质点运动直径为 1/2 波高；当水深达 1/2 波长时，水质点的运动圆周直径仅为 0.04 波高，即 波浪运动已很微弱了，一般把此深度认为是波浪作用的下限。地震、火山喷 发可释放出巨大的能量，使海水强烈运动，产生汹涌的海浪，波高可达几十 米，这种海浪称海啸。 潮汐（tide）全球性海水周期性涨落现象叫潮汐。潮汐是海水在引潮力 作用下形成的。引潮力主要是月球、太阳对地球的引力和地球绕地-月系质心 旋转、绕太阳公转的惯性离心力的合力，所以引潮力主要包括太阳-地球间的 引潮力和地球-月球间的引潮力两部分。由于月球距地球较近，是引潮力的主 体部分；太阳的质量虽然很大，但由于距离地球太远，其引潮力仅为月球的 46.6％。以地球-月球间的引潮力为例（图 2.7），月球对地球上每一点的引 力大小是各不相同的，以地-月质心连线上的对月点为最大、背月点为最小， 地心处为平均值，方向总是指向月心；而地球绕地-月系质心绕转产生的惯性 离心力，在地球上各点大小相等（等于月球对地心处的平均引力值），方向 相同，但与月球对地心的引力方向相反；引力与离心力的合力构成引潮力。 该合力在对月点和背月点最大，且方向垂直指向球面外空间，因而可使海面 上升凸起，发生涨潮，当海面达到最高点时称高潮；而在距对月点、背月点 方位角为 90°的地区，合力最小形成落潮，当海面达最低点时称为低潮。由 于地球的自转，地球上同一地点一天内可出现两次涨潮和落潮。同时，太阳 的引潮力也可引起潮汐现象。如果当月球、太阳、地球处在一条直线上（朔
望月)时，可出现高潮特高、低潮特低的大潮，而在上、下弦月时，日、月 对地球的引潮力相互抵消 出现小潮。潮汐在中低纬度地区较发育 向两极 逐渐减弱。由潮汐引起的海面高度变化迫使海水作大规模水平运动，称为 流。涨潮时潮水涌向陆地，落潮时潮水退回外海。在平坦的海岸带，潮水的 涨落可影响到相当宽的范围；在狭窄的海峡、海湾、河口区，潮流可形成汹 涌的潮浪，如我国的钱塘江口。 海流（洋流）(ocean current)大洋中沿一定方向有规律移动的海水 称海流（洋流）。它好像大洋中的一条河流，宽度从几十公里到百公里以上， 涉及的水层厚度可达数百米，流程长达几千甚至上万公里，流速一般每小时 数公里，流径一般不易改变（图2.8）。洋流又可分表层洋流和深层洋流」 表层洋流主要由信风及海水密度差引起， 方向以水平运动为主 根据流动水 体的温度与周围水体的温度差异又可分为暖流和寒流。 暖流一股由低纬度浙 向高纬度，寒流一般由高纬度流向低纬度。如著名的太平洋北赤道海流流程 长达13000km,海水由中美洲西岸沿北纬10°~20°之间西流，直到亚洲东 部菲律宾；再由此向北偏转，经我国台湾岛东岸、琉球群岛西侧，直达日本 东岸 称黑潮 (或台湾暖流 日本暖流)；黑潮在日本北海道东侧与千岛乳 流（也称亲潮）相遇后再折向东，流向阿拉斯加；进而再沿北美洲西岸南流 形成寒流，补偿赤道附近流走的海水。深层洋流主要由海水温度和盐度差异 引起，方向有水平的和垂直的运动。例如在大西洋，海水由格陵兰附近下沉 沿海底穿过赤道，至阿根廷东部上升，再由表层流回北方 浊流(turbidity current)浊流是海洋 (或湖泊)中载有大量悬浮牧 质的高密度水下重力流。其比重介于1.2~2.0之间，常携带大量粘土、砂及 砾石。浊流一般形成于大陆架外缘、大陆坡上部或河口三角洲前缘，因那里 的海底坡度较大，且有大量未固结的沉积物。浊流多由地震、火山等因素引 在重力的作用下常以巨大的惯性 一泻千里”地穿过大陆坡，直达深海 空原，其流速可达20一306，因而具有较大的剥蚀，搬运能力 2.陆地水(continental water 陆地水主要包括地面流水、地下水、湖泊与沼泽及冰川。 (1)地面流水 地面流水是指沿陆地表面流动的水体， 水源主要右大气降水、冰雪 水、地下水和湖泊等。地面流水根据水源补给特点可分为常年性流水（河流 和暂时性流水（片流、洪流） 暂时性流水是指补给水源不稳定（时有、时无）的地面流水，这种流水 的水源一般都是大气降水。暂时性流水包括片流和洪流。片流(sheet flow 是指沿山体斜坡无固定水道的面状流水， 它发生在大气降水刚降落到地面之 后，其特点是水层薄、速度慢、呈网状。洪流(f10 f1ow)是指大气降水 后沿沟谷的水流，它是由片流汇集到沟谷形成的，其特点是流速快，有固定 的水道。 河流(river)是地表面具有固定河道的线状常年性流水。河流有稳定的 补给水源，它的水源一般以地下水、冰雪融水为主。 定集水区域内，由 大大小小的若干条河流所组成的水流系统称为水系。水系中长度最大或水量 最大且直接注入海洋或湖泊的河流称为干流，直接或间接注入干流的河流称
望月）时，可出现高潮特高、低潮特低的大潮，而在上、下弦月时，日、月 对地球的引潮力相互抵消，出现小潮。潮汐在中低纬度地区较发育，向两极 逐渐减弱。由潮汐引起的海面高度变化迫使海水作大规模水平运动，称为潮 流。涨潮时潮水涌向陆地，落潮时潮水退回外海。在平坦的海岸带，潮水的 涨落可影响到相当宽的范围；在狭窄的海峡、海湾、河口区，潮流可形成汹 涌的潮浪，如我国的钱塘江口。 海流（洋流）（ocean current）大洋中沿一定方向有规律移动的海水 称海流（洋流）。它好像大洋中的一条河流，宽度从几十公里到百公里以上， 涉及的水层厚度可达数百米，流程长达几千甚至上万公里，流速一般每小时 数公里，流径一般不易改变（图 2.8）。洋流又可分表层洋流和深层洋流。 表层洋流主要由信风及海水密度差引起，方向以水平运动为主。根据流动水 体的温度与周围水体的温度差异又可分为暖流和寒流。暖流一般由低纬度流 向高纬度，寒流一般由高纬度流向低纬度。如著名的太平洋北赤道海流流程 长达 13000km，海水由中美洲西岸沿北纬 10°～20°之间西流，直到亚洲东 部菲律宾；再由此向北偏转，经我国台湾岛东岸、琉球群岛西侧，直达日本 东岸，称黑潮（或台湾暖流、日本暖流）；黑潮在日本北海道东侧与千岛寒 流（也称亲潮）相遇后再折向东，流向阿拉斯加；进而再沿北美洲西岸南流 形成寒流，补偿赤道附近流走的海水。深层洋流主要由海水温度和盐度差异 引起，方向有水平的和垂直的运动。例如在大西洋，海水由格陵兰附近下沉， 沿海底穿过赤道，至阿根廷东部上升，再由表层流回北方。 浊流（turbidity current）浊流是海洋（或湖泊）中载有大量悬浮物 质的高密度水下重力流。其比重介于 1.2～2.0 之间，常携带大量粘土、砂及 砾石。浊流一般形成于大陆架外缘、大陆坡上部或河口三角洲前缘，因那里 的海底坡度较大，且有大量未固结的沉积物。浊流多由地震、火山等因素引 发，在重力的作用下常以巨大的惯性“一泻千里”地穿过大陆坡，直达深海 平原，其流速可达 20～30m/s，因而具有较大的剥蚀、搬运能力。 2.陆地水（continental water） 陆地水主要包括地面流水、地下水、湖泊与沼泽及冰川。 (1）地面流水 地面流水是指沿陆地表面流动的水体，其水源主要有大气降水、冰雪融 水、地下水和湖泊等。地面流水根据水源补给特点可分为常年性流水（河流） 和暂时性流水（片流、洪流）。 暂时性流水是指补给水源不稳定（时有、时无）的地面流水，这种流水 的水源一般都是大气降水。暂时性流水包括片流和洪流。片流（sheet flow） 是指沿山体斜坡无固定水道的面状流水，它发生在大气降水刚降落到地面之 后，其特点是水层薄、速度慢、呈网状。洪流（flood flow）是指大气降水 后沿沟谷的水流，它是由片流汇集到沟谷形成的，其特点是流速快，有固定 的水道。 河流（river）是地表面具有固定河道的线状常年性流水。河流有稳定的 补给水源，它的水源一般以地下水、冰雪融水为主。在一定集水区域内，由 大大小小的若干条河流所组成的水流系统称为水系。水系中长度最大或水量 最大且直接注入海洋或湖泊的河流称为干流，直接或间接注入干流的河流称
为支流（图29）。支流依水量大小和彼出归并关系又可分为一级、一级等 多级支流。 理想的水系常呈“树枝状 但也有些水系呈格子状 向心状等。 一个水系所占据的区域称为流域，水系与水系之间以分水龄相隔 从宏观上来说，地面流水总是从地势高的地方流向地势低的地方。而从 微观上来看，地面流水的水质点运动状态可分为层流和紊流两种形式： 层流是指在水流村程中。水质占保持相石平行而不相混合的水流（图 2.10a) 实验表明，只有在平滑的水 槽中或流水缓慢时才可能出现这种水流 所以在自然界中是不常见的。在某些片流中可后部出现。 紊流是指流水在运动讨程中，水质点的运动速度和方向随时都发生任章 变化的水流（图2.10b)。紊流几乎存在于所有地面流水之中， 是地面流水 最主要的 形式。紊流在某些条件下，如河道弯曲 ,洪水期和枯水期、在 向前流动的过程中遇到障碍物等等，可形成两种特殊的水流形式，即环流和 涡流。环流是指水质点绕平行于水流方向的轴作螺旋状有规则运动；而涡流 是指水质点绕垂直于水流方向的轴作螺旋状运动。 (2)地下水(gr 地下水是埋藏在地表以下岩石和松散堆积物空隙中的水体。水源主要来 自地面流水和大气降水，通过岩石或松散堆积物的空隙下渗而保存在地表以 下。常见的泉、水井就是地下水在地表的露头。 岩石中存在空隙（包括孔隙、裂隙和溶隙）是地下水能够储存、运动的 条件（图2.11）。岩石中空隙的体积与岩石的总体积之比称为空隙率。空隙 率越大，能储存的地下水越多。空隙的连通性也很重要，连通性越好，越利 于地下水的运动。虽然一些粘土类岩石的空隙率较大，但由于空隙太小、连 通性差，所以即使储存有地下水也很难运动。不同种类岩石的空隙率和空隙 的连通性都不相同，所以透过地下水的能力也不一样， 我们把岩石或堆积物 能透过地下水的能力称岩石的透水性。由透水性较好的岩石组成的岩层称为 透水层；储存有地下水的透水层称含水层。相反，地下水不易透过的岩层称 不透水层或隔水层 她下水的存在形式右吸着水、黄膜水、手细水、重力水.前两者吸附右 岩石的表面 般不运动 毛细水充填于毛细管中，水受表面张力作用逆 力方向运动。重力水在重力的影响下作垂直向下或水平运动。 地下水按运动特征和埋藏条件可分为包气带水、替水、承压水三种基本 类型： 包气带水 是指埋藏在包气带中的地下水（图2.12）。包气带意指岩石 空隙未被地下水充满的地带。包气带中的地下水以吸着水、薄膜水、毛细水 为主，而重力水较少。如果下渗水多时，可出现较多的重力水。包气带水主 要作垂直方向上的运动，如重力水常由上向下运动、毛细水由下向上运动。 潜水 是埋藏在地表以下第 个稳定隔水层以上、 具有自由表面的重力 水，也称饱水带水（见图2.12）。其自由表面称潜水面。大气降水和地面流 水通过岩石空隙不断下渗，在下渗过程中，当遇到隔水层时，阻挡了地下水 下渗，就慢慢地集积起来充填于岩石的空隙中，形成饱水带水。饱水带水与
为支流（图 2.9）。支流依水量大小和彼此归并关系又可分为一级、二级等 多级支流。理想的水系常呈“树枝状”，但也有些水系呈格子状、向心状等。 一个水系所占据的区域称为流域，水系与水系之间以分水岭相隔。 从宏观上来说，地面流水总是从地势高的地方流向地势低的地方。而从 微观上来看，地面流水的水质点运动状态可分为层流和紊流两种形式。 层流是指在水流过程中，水质点保持相互平行而不相混合的水流（图 2.10a）。实验表明，只有在平滑的水槽中或流水缓慢时才可能出现这种水流。 所以在自然界中是不常见的。在某些片流中可局部出现。 紊流是指流水在运动过程中，水质点的运动速度和方向随时都发生任意 变化的水流（图 2.10b）。紊流几乎存在于所有地面流水之中，是地面流水 最主要的运动形式。紊流在某些条件下，如河道弯曲、洪水期和枯水期、在 向前流动的过程中遇到障碍物等等，可形成两种特殊的水流形式，即环流和 涡流。环流是指水质点绕平行于水流方向的轴作螺旋状有规则运动；而涡流 是指水质点绕垂直于水流方向的轴作螺旋状运动。 （2）地下水（ground water） 地下水是埋藏在地表以下岩石和松散堆积物空隙中的水体。水源主要来 自地面流水和大气降水，通过岩石或松散堆积物的空隙下渗而保存在地表以 下。常见的泉、水井就是地下水在地表的露头。 岩石中存在空隙（包括孔隙、裂隙和溶隙）是地下水能够储存、运动的 条件（图 2.11）。岩石中空隙的体积与岩石的总体积之比称为空隙率。空隙 率越大，能储存的地下水越多。空隙的连通性也很重要，连通性越好，越利 于地下水的运动。虽然一些粘土类岩石的空隙率较大，但由于空隙太小、连 通性差，所以即使储存有地下水也很难运动。不同种类岩石的空隙率和空隙 的连通性都不相同，所以透过地下水的能力也不一样，我们把岩石或堆积物 能透过地下水的能力称岩石的透水性。由透水性较好的岩石组成的岩层称为 透水层；储存有地下水的透水层称含水层。相反，地下水不易透过的岩层称 不透水层或隔水层。 地下水的存在形式有吸着水、薄膜水、毛细水、重力水，前两者吸附在 岩石的表面，一般不运动。毛细水充填于毛细管中，水受表面张力作用逆重 力方向运动。重力水在重力的影响下作垂直向下或水平运动。 地下水按运动特征和埋藏条件可分为包气带水、潜水、承压水三种基本 类型： 包气带水 是指埋藏在包气带中的地下水（图 2.12）。包气带意指岩石 空隙未被地下水充满的地带。包气带中的地下水以吸着水、薄膜水、毛细水 为主，而重力水较少。如果下渗水多时，可出现较多的重力水。包气带水主 要作垂直方向上的运动，如重力水常由上向下运动、毛细水由下向上运动。 潜水 是埋藏在地表以下第一个稳定隔水层以上、具有自由表面的重力 水，也称饱水带水（见图 2.12）。其自由表面称潜水面。大气降水和地面流 水通过岩石空隙不断下渗，在下渗过程中，当遇到隔水层时，阻挡了地下水 下渗，就慢慢地集积起来充填于岩石的空隙中，形成饱水带水。饱水带水与