（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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7径流

径流——是指沿地表或地下运动，汇人河网，向流域河流出口断面汇集的水流是指沿地表或地下运动，汇人河网，向流域河流出口断面汇集的水流

径流分析和计算中，常用的径流表示方法：

(1)流量Q（Discharge） 是指单位时间通过某一横断面的水量（m3 / s）。 流量过程线：通过某断面的流量随时间的变化过程。

(2)径流总量W（Runoff volume） T时段内通过河流某一横断面的总水量，单位为 m3 或108 m3。

在流量过程线上， T时段内的流量过程线以下的面积为该时段内的径流总量。 (3)径流深R（runoff depth） 将径流总量平铺在整个流域面积上而求得的水层厚度，即流域单位面积上产生的水量，单位为 mm。

(4)径流模数M 流域单位时间单位面积上产生的水量，单位mm / s 。

(5)径流系数（runoff coefficient）（α） 指同一时段内径流深与降雨深的比值。

它反映了流域降水转化为径流的比率，也综合反映了流域自然地理因素和人为因素对降水径流的影响。

α→1，说明降水大部分转化为径流流。

α→0，说明流域内降水主要消耗于各种消耗（蒸发?）

(6)模比系数（K） 指某一时段径流量与同时段多年平均经流量之比。K>1，径流量偏丰；K<1，径流量偏枯。

是指由降水开始到水流流经流域出口断面的整个物理过程。根据各个阶径流的形成过程：

段的特点，划分为流域蓄渗（也称流域产流）、坡地汇流及河网汇流三个过程。

流域蓄渗过程——降水开始时，除少部分降落在河床上的雨水直接形成河川径流之外，大部分降水首先要消耗于植物截留、枯枝落叶吸水、下渗、填洼等。

（1）植物截留及其相关概念

植物截留——降雨过程中植物枝叶拦蓄（吸附）降水的现象

截留过程

1）在降雨开始阶段，截留量随降雨量呈正比增加，经过 一段时间后，截留量稳定在最大截留量。

2）截留在枝叶上的雨水部分滴到地面，同时又有新的雨 水补充替代，降雨停止后截留的水分最终耗于蒸发。 截留量——在降雨过程中植物枝叶吸附的雨水量。

穿透降雨——在降雨过程中穿过植物枝叶空隙直接到达地面的降雨。 滴下降雨——由枝叶表面滴下到达地面的降雨。 植物截留量的影响因素

降水量越大，植物截留量越大； 降水强度越强，截留量越小。 风越大，截留量越小。

植被的叶表面积越大，截留量越大。 郁闭度越高，整个林分的截留量越大。

（2）枯枝落叶吸水——林内降雨（穿透降雨和滴下降雨）到达地表之前会遇到枯枝落叶层的阻拦和吸收。

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