降水
降水是自然界中发生的雨、雪、露、霜、霰、雹等现象的统称。其中以雨、雪为主，就我国而言更以降雨最为重要。
降水是水循环过程的最基本环节，又是水量平衡方程中的基本参数。降水是地表径流的本源，亦是地下水的主要补给来源。降水在空间分布上的不均匀与时间变化上的不稳定性又是引起洪、涝、旱灾的直接原因。所以在水文与水资源学的研究和实际工作中，都十分重视降水的分析与计算。
降水（总）量
降水总量是指一定时段内降落在某一面积上的总水量。一天内的降水总量称日降水量，一次降水总量称次降水量。单位以毫米计。
降水历时与降水时间
前者指一场降水自始至终所经历的时间，后者指对应于某一降水而言，其时间长短通常是人为划定的，在此时段内并非意味着连续降水。
降水强度
降水强度简称雨强，指单位时间内的降水量，以毫米/分或毫米/时计。在实际工作中，常根据雨强进行分级。
降水面积
即降水所笼罩的面积，以平方千米计。
为了充分反映降水的空间分布与时间变化规律，常用降水过程线、降水累积曲线、等降水量线以及降水特性综合曲线表示。
降水过程线是指以一定时段（时、日、月或年）为单位所表示的降水量在时间上的变化过程，可用曲线或直线图表示。它是分析流域产流、汇流与洪水的最基本资料。此曲线图只包含降水强度、降水时间，而不包含降水面积。此外，如果用较长时间为单位。由于时段内降水可能时断时续，因此过程线往往不能反映降水的真实过程。
降水是受地理位置、大气环流、天气系统条件等因素综合影响的产物，由于地理位置和大气环流对降水的影响与本文关系偏远，因此这里主要介绍地形、森林、水体等条件以及人类活动对降水的影响。
地形主要通过气流的屏障作用与抬升作用对降水的强度与时空分布发生影响。这在我国表现得十分强烈。许多丘陵山区的迎风坡常成为降水日数多、降水量大的地区，而背向的一侧则成为雨影区。1963年8月海河流域邢台地区的特大暴雨，其南区就是沿着太行山东麓迎风侧南北向延伸，呈带状分布，轴向与太行山走向一致，即是典型实例。
地形对降水的影响程度决定于地面坡向、气流方向以及地表高程的变化。山地降雨随高程的增加而递增。但是，这种地形的抬升增雨并非是无限制的，当气流被抬升到一定高度后，雨量达最大值。此后雨量就不再随地表高程的增加而继续增大，甚至反而减少。峨眉山、黄山的降水就呈此规律，在最大降水量出现高度之下，降水随高程增加而递增，超过此高程，降水反而减少。
森林对降水的影响极为复杂，至今还存在着各种不同的看法。例如，法国学者F·哥里任斯基根据对美国东北部大流域的研究得出结论，大流域上森林覆盖率增加10％，年降水量将增加3％。根据前苏联学者在林区与无林地区的对比观测，森林不仅能保持水土，而且直接增大降水量，例如，在马里波尔平原林区上空所凝聚的水平降水，平均可达年降水量的13％。
另外一些学者认为森林对降水的影响不大。例如K·汤普林认为，森林不会影响大尺度的气候，只能通过森林中的树高和林冠对气流的摩阻作用，起到微尺度的气候影响，它最多可使降水增加1％～3％，H·L·彭曼收集了亚、非、欧和北美洲地区14处森林多年实验资料，经分析也认为森林没有明显的增加降水的作用。
第三种观点认为，森林不仅不能增加降水，还可能减少降水。例如，我国著名的气象学者赵九章认为，森林能抑制林区日间地面温度升高，削弱对流，从而可能使降水量减少。另据实际观测，茂密的森林全年截留的水量，可占当地降水量的10％～20％，这些截留水，主要供雨后的蒸发。例如，美国西部俄勒冈地区生长美国松的地区，林冠截留的水量可达年降水量的24％。这些截留水从流域水循环、水平衡的角度来看，是水量损失，应从降水总量中扣除。
以上三种观点都有一定的根据，亦各有局限性。而且即使是实测资料，也往往要受到地区的典型性、测试条件、测试精度等的影响。总体来说，森林对降水的影响肯定存在，至于影响的程度，是增加或是减少，还有待进一步研究。并且与森林面积、林冠的厚度、密度、树种、树龄以及地区气象因子、降水本身的强度、历时等特性有关。
至于水体对降水的影响，陆地上的江河、湖泊、水库等水域对降水量的影响，主要是由于水面上方的热力学、动力学条件与陆面上存在差异而引起的。
“雷雨不过江”这句天气谚语，形象地说明了水域对降水的影响。这是由于大水体附近空气对流作用，受到水面风速增大、气流辐散等因素的干扰而被阻，从而影响到当地热雷雨的形成与发展。
人类对降水的影响一般都是通过改变下垫面条件而间接影响降水，例如，植树造林，或大规模砍伐森林、修建水库、灌溉农田、围湖造田、疏干沼泽等，其影响的后果有的是减少降水量，有的增大降水量。
在人工直接控制降水方面，例如人工行云播雨，或者驱散雷雨云，消除雷雹等，虽然这些方法早已得到了实际的运用，但迄今只能对局部地区的降水产生影响，而且由于耗资过多，一般较少进行。
蒸发
蒸发是水由液体状态转变为气体状态的过程，亦是海洋与陆地上的水返回大气的唯一途径。由于蒸发需要一定的热量，因而蒸发不仅是水的交换过程，亦是热量的交换过程，是水和热量的综合反映。
蒸发因蒸发面的不同，可分为水面蒸发、土壤蒸发和植物散发等。其中土壤蒸发和植物散发合称为陆面蒸发，流域（区域）上各部分蒸发和散发的总和，称为流域（区域）总蒸发。
水面蒸发
水面蒸发是在充分供水条件下的蒸发。从分子运动论的观点来看，水面蒸发是发生在水体与大气之间界面上的分子交换现象。包括水分子自水面逸出，由液态变为气态，以及水面上的水汽分子返回液面，由气态变为液态。通常所指的蒸发量，即是从蒸发面跃出的水量和返回蒸发面的水量之差值，称为有效蒸发量。
从能态理论观点来看，在液态水和水汽两相共存的系统中，每个水分子都具有一定的动能，能逸出水面的首先是动能大的分子，而温度是物质分子运动平均动能的反映，所以温度愈高，自水面逸出的水分子愈多。由于跃入空气中的分子能量大，蒸发面上水分子的平均动能变小，水体温度因而降低。单位质量的水，从液态变为气态时所吸收的热量，称为蒸发潜热。反之，水汽分子因本身受冷或受到水面分子的吸引作用而重回水面。发生凝结，在凝结时水分子要释放热量，在相同温度下，凝结潜热与蒸发潜热相等。所以说蒸发过程既是水分子交换过程，亦是能量的交换过程。
植物蒸腾
植物蒸腾又称植物散发，其过程大致是：植物的根系从土壤中吸收水后，经根、茎、叶柄和叶脉输送到叶面，并为叶肉细胞所吸收，其中除一小部分留在植物体内外，90％以上的水分在叶片的气腔中汽化而向大气散逸。所以植物蒸发不仅是物理过程，也是植物的一种生理过程，比起水面蒸发和土壤蒸发来要复杂得多。
植物对水的吸收与输送功能是在根土渗透势和散发拉力的共同作用下形成的。其中根土渗透势的存在是植物本身所具备的一种功能。它是在根和土共存的系统中，由于根系中溶液浓度和四周土壤中水的浓度存在梯度差而产生的。这种渗透压差可高达10余个大气压，使得根系像水泵一样，不断地吸取土壤中的水。
散发拉力的形成则主要与气象因素的影响有关。当植物叶面散发水汽后，叶肉细胞缺水，细胞的溶液浓度增大，增强了叶面吸力，叶面的吸力又通过植物内部的水力传导系统（即叶脉、茎、根系中的导管系统）而传导到根系表面，使得根的水势降低，与周围的土壤溶液之间的水势差扩大，进而影响根系的吸力。这种由于植物散发作用而拉引根部水向上传导的吸力，称为散发拉力，散发拉力吸收的水量可达植物总需水量的90％以上。
由于植物的散发主要是通过叶片上的气孔进行的，所以叶片的气孔是植物体和外界环境之间进行水汽交换的门户。而气孔则有随着外界条件变化而收缩的性能，从而控制植物散发的强弱。一般来说，在白天，气孔开启度大，水散发强，植物的散发拉力也大，夜晚则气孔关闭，水散发弱，散发拉力亦相应的降低。
土壤蒸发
土壤蒸发是发生在土壤孔隙中的水的蒸发现象，它与水面蒸发相比较，不仅蒸发面的性质不同，更重要的是供水条件的差异。土壤水在汽化过程中，除了要克服水分子之间的内聚力外，还要克服土壤颗粒对水分子的吸附力。从本质上说，土壤蒸发是土壤失去水分的干化过程。随着蒸发过程的持续进行，土壤中的含水量会逐渐减少，因而其供水条件越来越差，土壤的实际蒸发量亦随之降低。
影响蒸发的因素复杂多样，其中主要有以下3个方面。
1．供水条件
通常将蒸发面的供水条件区分为充分供水和不充分供水两种，一般将水面蒸发及含水量达到田间持水量以上的土壤蒸发，均视为充分供水条件下的蒸发，而将土壤含水量小于田间持水量情况下的蒸发，称为不充分供水条件下的蒸发。通常，将处在特定的气象环境中，具有充分供水条件的可能达到的最大蒸发量，称为蒸发能力，又称潜在蒸发量或最大可能蒸发量。对于水面蒸发而言，自始至终处于充分供水条件下，因此可以将相同气象条件下的自由水面蒸发，视为区域（或流域）的蒸发能力。
由于在充分供水条件下，蒸发面与大气之间的显热交换与内部的热交换都很小，可以忽略不计，因而辐射平衡的净收入完全消耗于蒸发。
但必须指出，实际情况下的蒸发，可能等于蒸发能力，亦可能小于蒸发能力。此外，对于某个特定的蒸发面而言。其蒸发能力并不是常数，而要随着太阳辐射、温度、水汽压差以及风速等条件的变化而不同。
2．动力学与热力学因素
影响蒸发的动力学因素主要有如下3方面：
（1）水汽分子的垂向扩散：通常，蒸发面上空的水汽分子，在垂向分布上极不均匀。愈近水面层，水汽含量就愈大，因而存在着水汽含量垂向梯度和水汽压梯度。于是水汽分子有沿着梯度方向运行扩散的趋势。垂向梯度愈显著，蒸发面上水汽的扩散作用亦愈强烈。
（2）大气垂向对流运动：垂向对流是指由蒸发面和空中的温差所引起，运动的结果是把近蒸发面的水汽不断地送入空中，使近蒸发面的水汽含量变小，饱和差扩大，从而加速了蒸发面的蒸发。
（3）大气中的水平运动和湍流扩散：在近地层中的气流，既有规则的水平运动，亦有不规则的湍流运动（涡流），运动的结果，不仅影响水汽的水平和垂向交换过程，影响蒸发面上的水汽分布，而且也影响温度和饱和差，进而影响蒸发面的蒸发速度。
从热力学观点看，蒸发是蒸发面与大气之间发生的热量交换过程。蒸发过程中如果没有热量供给，蒸发面的温度以及饱和水汽压就要逐步降低，蒸发亦随之减缓甚至停止。由此可知，蒸发速度在很大程度上取决于蒸发面的热量变化。影响蒸发面热量变化的主要因素如下：
（1）太阳辐射：太阳辐射是水面、土壤、植物体热量的主要来源。太阳辐射强烈，蒸发面的温度就升高，饱和水汽压增大，饱和差也扩大，蒸发速度就大；反之，蒸发速度就降低。由于太阳辐射随纬度而变，并有强烈的季节变化和昼夜变化，因而各种蒸发面的蒸发，亦呈现强烈的时空变化特性。
对于植物散发来说，太阳辐射和温度的高低，还可通过影响植物体的生理过程而间接影响其散发。当温度低于1．5℃，植物几乎停止生长，散发量极少。在1．5℃以上，散发随温度升高而递增：但当温度大于40℃时，叶面的气孔失去调节能力，气孔全部敞开，散发量大增，一旦耗水量过多，植物将枯萎。
（2）平流时的热量交换：主要指大气中冷暖气团运行过程中发生的与下垫面之间的热量交换。这种交换过程具有强度大、持续时间较短、对蒸发的影响亦比较大的特点。
此外，热力学因素的影响，往往还和蒸发体自身的特性有关。以水体为例，水体的含盐度、浑浊度以及水深的不同，就会导致水体的比热、热容量的差异，因而在同样的太阳辐射强度下，其热量变化和蒸发速度也不同。
3．土壤特性和土壤含水量的影响
土壤特性和土壤含水量主要影响土壤蒸发与植物散发。
对土壤蒸发的影响，不同质地的土壤含水量与土壤蒸发比之间的关系显示出每种土壤的关系线都存在一个转折点。与此转折点相应的土壤含水量，称为临界含水量。当实际的土壤含水量大于此临界值时，则蒸发量与蒸发能力之比值接近于1，即土壤蒸发接近于蒸发能力，并与土壤含水量无关，当土壤含水量小于临界值，则蒸发比与含水量呈直线关系。在这种情况下，土壤蒸发不仅与含水量成正比，而且还与土壤的质地有关。因为土壤的质地不同，土壤的孔隙率及连通性也就不同，进而影响土壤中水的运动特性，影响土壤水的蒸发。
对植物散发的影响，植物散发的水来自根系吸收土壤中的水，所以土壤的特性和土壤含水量自然会影响植物散发，不过对影响的程度还有不同的认识。有的学者认为，植物的散发量与留存在土壤内可供植物使用的水大致成正比，另一些人则认为，土壤中有效水在减少到植物凋萎含水量以前，散发与有效水无关。所谓有效水是指土壤的田间持水量与凋萎含水量之间的差值。
输送
输送主要是指水汽的扩散与水汽输送，是地球上水循环过程的重要环节，是将海水、陆地水与空中水联系在一起的纽带。正是通过扩散运动，使得海水和陆地水源源不断地蒸发升入空中，并随气流输送到全球各地，再凝结并以降水的形式回归到海洋和陆地。所以水汽扩散和输送的方向与强度，直接影响到地区水循环系统。对于地表缺水，地面横向水交换过程比较弱的内陆地区来说，水汽扩散和输送对地区水循环过程具有特别重要的意义。
1.水汽扩散
水汽扩散是指由于物质、粒子群等的随机运动而扩展于给定空间的一种不可逆现象。扩散现象不仅存在于大气之中，亦存在于液体分子运动进程之中。在扩散过程中伴随着质量转移，还存在动量转移和热量转移。这种转移的结果，使得质量、动量与能量不均的气团或水团趋向一致，所以说扩散的结果带来混合。而且扩散作用总是与平衡作用相联系在一起，共同反映出水汽（或水体）的运动特性，以及各运动要素之间的内在联系和数量变化，所以说，扩散理论是水文学的重要基础理论。