水面（蒸发散→水分的内陆循环）
人类活动（改变下垫面（地形、植被、土壤、地质、湖泊率与沼泽率）→ 水分循环（次数、蒸发散、降水））
我国降水特征：地理特征（空间分布不均）；时间特征（年内分配不均、年际变化大）
降水观测：是水文观测的主要内容，降水量的精确测定是水文计算、水文模型研究、洪水
预测预报的基础。
空旷地降雨量的测定：标准雨量筒、虹吸式自计雨量计、翻斗式自计雨量计。 大范围降水的测定：雷达测雨、卫星遥感测雨。 平均降水量的计算（点降水量→流域面降水量）
见PPT
5蒸发散
蒸发散定义——液态水或固态水表面水分子的能量足以超过分子间的吸力时，水分子不断
地从水体表面逸出的现象
水面蒸发散过程——太阳辐射等能量的作用 → 水分子的运动加快 → 动能增加 →
突破水面而跃人空中（蒸发散） → 水温降低；
水面水分子的吸力作用 →空气中能量较低的水分凝结重新返回水体。
水面蒸发的测定
器测法：用一定口径的蒸发散器测一定时间间隔内的失水层厚度（ｍｍ），即水面蒸发散量 ?60蒸散发器：测针或水位计
日蒸发散量 ＝ 前日水深 ＋ 降水量 － 测量时水深
?20蒸发散器：前一天的20:00用量杯量20mm清水（原量）注入，24h后用雨量杯测剩余的水量（余量）。
日蒸发散量 ＝ 原量 ＋ 降水量 － 余量
土壤蒸发散及其过程
根据土壤中水分含量（土壤供水能力）的高低，可将土壤蒸发散划分为：稳定蒸发散、蒸发散速率下降、蒸发散速率极缓慢3 个阶段。 ①稳定蒸发散阶段
土壤含水量：大于田间持水量（土壤十分湿润） 水分类型：重力水，毛细管水（毛细管连通）
水分运动：毛细管作用，下层土壤水分向上补充（毛细管水）
蒸发散：可达到充分供水条件下的最大蒸发散速度，速率仅取决于近地面的气象条件 ②蒸发散速率下降阶段
第一阶段的蒸发——土壤水分含量逐渐降低
土壤含水量：小于田间持水量，大于毛细管断裂水量（萎蔫含水量）
水分运动：由于毛细管连通状态逐渐遭到破坏，部分毛细管断裂，上升到土壤表层的毛细管水逐渐减少
蒸发散：供水不足，表层土壤逐渐干化，蒸发散强度逐渐降低，主要取决于土壤含水量，气象因素居于次位
③蒸发散速率极缓慢阶段
土壤含水量：小于毛细管断裂含水量（萎蔫含水量）
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水分运动：水分以薄膜水或气态水的形式向土表移动，然后通过扩散作用从土表的干涸层进入大气
蒸发散：在较深的土层中进行，速度极缓慢，受气象因素和土壤含水量的影响都很小 土壤蒸发取决于两个条件——土壤蒸发散能力和土壤供水条件
土壤蒸发的影响因素
（1）土壤含水量（关键因素）
土壤含水量是决定土壤蒸发散供水量的重要因素。
土壤含水量 > 田间持水量时，土壤的供水能力最大，相应的土壤蒸发能力也最大（基本上能够达到自由水面的蒸发速度）。
田间持水量 > 土壤含水量 >毛管断裂含水量时，土壤蒸发散随土壤含水量的降低而逐渐减小。
毛管断裂含水量>土壤含水量时，土壤的蒸发散速度很小。 （2）地下水位
通过影响地下水面以上土层含水量的分布来影响。 地下水埋藏较浅，如果小于水在毛细管中的上升高度，地下水在毛细管作用下可源源不断地上升到地表，使土壤蒸发散持续稳定。
地下水埋藏较深，地下水在毛细管作用下难以到达土表，对土壤蒸发散的作用较小
（3）土壤质地和结构
决定了土壤孔隙的多少和分布特性，从而影响土壤的持水能力和输水能力。 砂土和有团粒结构的土壤－－毛细管多数被割断，水分不易上升，土壤蒸发散较小。（锄地能减少土壤蒸发）
无团粒结构的细质土－－毛细管作用旺盛，土壤蒸发散强烈。 （4）土壤颜色
主要影响吸收热量和土表的反射率，即影响土壤表面吸收太阳辐射的量。 一般情况下颜色越深，温度升高越快，蒸发散量也越大。 （5）土壤表面特征
通过影响风速、地表吸收的太阳辐射、地面温度等因素产生影响。
地表有植物覆盖的土壤蒸发要小于裸露地； 粗糙地表的蒸发量要大于平滑地面； 坡向不同，地表吸收的太阳辐射不同，地表温度不同。因此，阳坡土壤蒸发明显大于阴坡。 （6）植物
使土壤不易受热，降低地面风速，土壤的蒸发散小。
土壤蒸发散的测定
土壤蒸发散器：通过直接称重或静水浮力称重的方法测出土体的重量变化，进而计算土壤蒸发散量。适用于单点测定。
大型蒸渗仪：基于水量平衡原理。适于较长时段的测定。
植物蒸发散 ——指植物在生长期内，水分从叶面和枝干进入大气的过程。
影响植物蒸发散的因素
（1）植物的生理条件
主要指植物的种类和生长阶段在生理上的差别。例如，不同的植物，其叶片的大小、质地、特别是气孔的分布、数目及形状有很大的差别。
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（2）气候因素
与影响水面蒸发和土壤蒸发的相同，主要是温度、湿度、日照和风速。对植物来讲，更为重要的是温度和光照。 （3）土壤水分
当可用土壤水分有限时，植物类型就变为控制散发的重要因素。例如，当土壤干透，浅根树种得不到水而枯萎，深根树种则继续散发直到较深层土壤水分减少到调萎含水量为止。
蒸发散的计算方法
热量平衡—波文比法 （EBBR 法）
根据能量不灭定律，森林林冠层接受的能量等于支出的能量。能量平衡方程为：
Penman-Monteith 方程
Penman 公式最早用于计算水面蒸发。Monteith 在 Penman 公式的基础上引入了冠层阻力的概念后，即可计算林冠的蒸发散。
Thornthwaite 公式
该公式用于计算蒸散潜力，即最大蒸散量。
Makkink 公式
该公式计算草地蒸散发。
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Priestley-Taylor 公式Priestley-Taylor 公式 供水充分条件下的草地蒸发散。
Morton 公式
用气候资料计算地区的实际蒸散
Ture 公式 计算年蒸散量。
6下渗
下渗——水分通过土壤表面垂直向下进入土壤和地下的运动过程，又称入渗，通常用下渗（速）率表示
下渗能力——地面供水充分时的土壤稳定下渗速率。
下渗率——单位时间内单位面积上进入土壤或岩石中的水量（mm/h，mm/min），也叫下渗强度
下渗的物理过程
水分的下渗是在分子力、毛管力和重力的综合作用下进行的，其下渗过程就是这三种力的平衡过程。
整个下渗过程按照作用力组合变化和水分运动特征，可以划分为： （1）渗润阶段 土壤较干燥，分子力很大（10000个大气压）。
落在干燥土面上的雨水，在分子力作用下很快被吸附在土粒周围，形成吸湿水，进而形成薄膜水。
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入渗继续，薄膜厚度增大，分子力迅速衰减至消失（分子力与距离平方成反比）。 当土壤含水量达到分子力所能维持的最大量时（满足了吸湿水需要），此阶段结束。 （2）渗漏阶段
毛管力和重力的共同作用
下渗水分在土壤空隙中作不稳定运动；
逐步充填毛管孔隙（细小的连通孔隙）和非毛管孔隙； 最后使表层土达到饱和含水状态。 （3）渗透阶段
毛管力消失了，只剩下重力作用。
水分继续向深层运动，下渗速率基本达到稳定。 水分在重力作用下向下运动，即渗透 下渗过程中土壤含水量的垂直分布
（1）饱和层（在土壤表层） 在持续不断地供水条件下，土壤处于饱和状态； （2）过渡带（在饱和层下方） 土壤含水量随深度的增加急剧减少。 （3）水分传递带（在过渡带下方） 厚度随供水时间的增长而逐渐增加。 含水量为饱和含水量的 60％～80％。
毛管势梯度极小，含水量变幅较小，水分传递主要是靠重力作用（均质土壤的下渗率接近一个常数，即达到稳渗）
（4）湿润层（在水分传递带下方） 土壤含水量向深层递减。
前缘为下渗锋面/湿润锋（湿土与下层干土间明显的交接面。 湿润锋两边土壤含水量突变，水分梯度很大。
随着时间的推移湿润锋不断下移，坡度越来越缓。
随着下渗历时的延长，湿润锋面向土层深处延伸，直至与地下潜水面上的毛管水上升带相衔接。
土壤水分再分配
当地表停止供水和地表积水消耗了以后，水分入渗过程结束，但土壤剖面中的水分在水势作用下仍继续向下运动， 原先饱和层（在土壤表层）中的水分逐渐向下排出，含水量逐渐降低，而原先干燥层（湿润锋下方）中的水分逐渐增加，这就是土壤水分的再分配。再分配时间由土壤水力性质决定，持续几天或更长时间
再分配的驱动力
对于均质土壤：下渗停止后，土壤剖面中的水分在重力势和基质势梯度的作用下，进行再分配（剖面上部的水分不断向下移动，湿润锋以下较为干燥的土壤不断吸收水分，湿润锋不断下移，湿润带厚度不断增加）
土壤水的运动速度
（1）土壤水的流动速度决定于再分配开始时上层土壤的湿润程度和下层土壤的干燥程度(水势梯度）以及土壤的导水性质；
（2）再分配速度随时间而减小，同时湿润锋的清晰度也越来越小，并逐渐消失，最终趋于均一
影响下渗的因素
土壤特性的影响、降水特性的影响、植被的影响、地形条件的影响、人类活动的影响
下渗速率的测定方法
测定方法：双环（刀）法、圆盘入渗仪法、 Guelph入渗仪法
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