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。
因蒸发面的不同，蒸发可分为水面蒸发、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。不同类型的蒸发，其蒸发机制存在一定的差异，现分述如下。
1.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，即是从蒸发面逸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，发生凝结叫凝结潜热。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。
2.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。根据土壤供水条件的差别以及蒸发率的变化，可将土壤的干化过程划分为如下3个阶段。
（1）定常蒸发率阶段。在充分供水条件下，水通过毛管作用，源源不断地输送到土壤表层供蒸发之用，蒸发快速进行，蒸发率相对稳定，其蒸发量等于或近似于相同气象条件下的水面蒸发。在此阶段，土壤蒸发主要受气象条件的影响。
（2）蒸发率下降阶段。由于蒸发不断耗水，土壤中的水逐渐减少，当降到某一临界值W以后（其值相当于土壤田间持水量），土壤的供水能力不能满足蒸发需要，蒸发率将随着土壤含水量的减少而减小，于是土壤蒸发进入蒸发率明显下降阶段。在此阶段，由于供水不足，毛管水上升能力达不到表土，土壤水主要以薄膜水的形式，由水膜厚的地方向水膜薄的地方运动，所以蒸发速度明显低于第一阶段。其蒸发量的大小主要决定于土壤含水量，气象因素则退居次要地位。
（3）蒸发率微弱阶段。当土壤含水量逐步降低到第二个临界点W（其值相当于植物无法从土壤中吸收水而开始凋萎枯死时的土壤含水量，称凋萎系数），土壤蒸发便进入蒸发率微弱阶段。在此阶段内，土壤水由底层向土面的薄膜运动亦基本停止，土壤液体水供应中断，只能依靠下层水汽化向外扩散，此时土壤蒸发在较深的土层中进行，其汽化扩散的速度主要与上下层水汽压梯度及水汽所通过的路径长短和弯曲程度有关，并随汽化层的不断向下延伸，蒸发愈来愈弱。
3.植物散发
植物散发又称植物蒸腾，其过程大致是：植物的根系从土壤中吸收水后，经由根、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都要来得复杂。
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扩张、收缩的性能，从而控制植物散发的强弱。
一般来说，白天气孔开启度大，水散发强，植物的散发拉力也大；夜晚气孔关闭，水散发弱，散发拉力亦相应降低。
水汽扩散与输送
水汽扩散与水汽输送，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
所谓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，是使得质量、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。
（1）分子扩散
分子扩散又称分子混合，是大气中的水汽、各种水体中的水分子运动的普遍形式。蒸发过程中液面上的水分子由于热运动结果，脱离水面进入空中并向四周散逸的现象，就是典型的分子扩散。
由于这种现象难以用肉眼观察到，可以通过在静止的水面上瞬时加入有色溶液，观察有色溶液在水中扩散得到感性的认识。在有色溶液加入之初，有色溶液集中在注入点，浓度分布不均，而后随着时间的延长，有色溶液逐渐向四周展开，一定时间后便可获得有色溶液浓度呈现正态分布的曲线，最终成为一条均匀分布的浓度曲线。
这种现象就是由水分子热运动而产生的分子扩散现象，（2）紊动扩散紊动扩散又称紊动混合，是大气扩散运动的主要形式。其特点是，由于受到外力作用影响，水分子原有的运动规律受到破坏，呈现“杂乱无章的运动”。
运动中无论是速度的空间分布还是时间变化过程都没有规律，而且引起大小不等的涡旋。这些涡旋也像分子运动一样，呈现不规则的交错运动。这种涡旋运动又称为湍流运动。
通常，大气运动大多属于湍流运动，由湍流引起的扩散现象称为湍流扩散。与分子扩散一样，大气紊流扩散过程中，也具有质量转移、动量转移和热量转移，其转移的结果，促使质量、动量、热量趋向均匀，因而亦称紊动混合。但与分子扩散相比较，紊动扩散系数往往是前者的数千百倍，所以紊动扩散作用远较分子扩散作用为大。
空中水汽含量的变化，除了与大气中比湿的大小有关外，还要受到水分子热运动过程、大气中湍流运动以及水平方向上的气流运移的影响。所以说上述两种扩散现象经常相伴而生，同时存在。例如，水面蒸发时的水分子运动，就既有分子扩散，又可能受紊动扩散的影响。不过，当讨论紊动扩散时，由于分子扩散作用很小，可以忽略不计；反之，讨论层流运动中的扩散时，则只考虑分子扩散。
2.水汽输送
水汽输送是指大气中水分因扩散而由一地向另一地运移，或由低空输送到高空的过程。水汽在运移输送过程中，水汽的含量、运动方向与路线，以及输送强度等随时会发生改变，从而对沿途的降水以重大影响。
由于区域蒸发量远小于水汽输送量，所以区域降水量的大小主要决定于出入该气柱的水汽量的多少。由于水汽输送过程中同时，还伴随有动量和热量的转移，因而要影响沿途的气温、气压等其他气象因子发生改变，所以水汽输送是水循环过程的重要环节，也是影响当地天气过程和气候的重要原因。
水汽输送主要有大气环流输送和涡动输送两种形式，并具有强烈的地区性特点和季节变化，时而环流输送为主，时而以涡动输送为主。水汽输送主要集中于对流层的下半部，其中最大输送量出现在近地面层的850~900百帕的高度，由此向上或向下，水汽输送量均迅速减小，到500~400百帕以上的高度处，水汽的输送量已很小，以致可以忽略不计。
（1）水汽输送通量与水汽通量散度
水汽输送通量与水汽通量散度是用来定量表达水汽输送量的基本参数。
①水汽输送通量的概念。水汽输送通量是表示在单位时间内流经某一单位面积的水汽量。水汽通量有水平输送通量和垂直输送通量之分。通常说的水汽输送主要是指水平方向的水汽输送。水平水汽输送通量是一个向量，输送方向与风向相同，并可分解为经向输送和纬向输送两个分量。
纬向输送的水汽通量规定向东输送为正，向西为负；经向输送的水汽通量，规定向北输送为正，向南为负。垂直输送的水汽通量是指单位时间流经单位水平面的水汽通量，规定向上输送为正，向下为负，其单位为克每平方厘米秒。
②水汽通量散度。水汽通量散度是指单位时间汇入单位体积或从该体积辐散出的水汽量，单位为克每平方厘米秒。任一地点的水汽通量散度，均可由风和温度资料计算出来，并可绘成等值线图，用以表示广大范围内的水汽通量散度场。