4蒸散发

第四章蒸散发过程模拟
4.1 概述
在自然界中，蒸发是海洋和陆地水分进入大气的惟一途径，陆地上的年降水量有60～70％通过蒸发和散发返回大气，因此蒸散发是地球水文循环的主要环节之一。

蒸散发是降雨径流形成过程中的唯一损失，是流域水量平衡计算中的重要项目之一。

蒸散发过程还包括能量的转化，没有能量的交换就不可能产生蒸散发，这就构成了自然地理过程中物质与能量交换的一种普遍现象。

蒸散发的计算与研究是水资源评价的基础和作物灌溉的基本依据。

蒸散发的抑制和调控对改变全球和区域的水循环具有重要意义。

蒸发是温度低于水的沸点时，水汽从水面、冰面或其他含水物质表面逸出的过程。

散发是在植物生长期，水分从叶面和枝干以蒸汽状态向大气散发（蒸发）的过程，又称植物蒸腾。

陆地表面的蒸发除发生在植物冠层外，也可同时在土壤表面和水面上进行，这些过程一般难以截然分开，常并在一起作为一个过程处理，统称蒸散发。

在地球科学中，蒸发指水由液态或固态变为气态的过程。

蒸发量是水分子进入空气的净传输量。

它发生在蒸发面与大气之间存在着蒸发压力梯度的条件下。

一般说，太阳辐射是蒸发能量的主要来源。

单位时间从单位蒸发面面积逸散到大气中的水分子数与从大气中返回到蒸发面的水分子数之差值称为蒸发率，通常用时段蒸发量表示，常用单位为mm/h，mm/d，mm/mon和mm/a等，蒸发率是蒸发现象的定量描述。

4.1.1水面蒸发
4.1.1.1 水面蒸发机理
水面的水分从液态转化为气态逸出水面的过程称为水面蒸发。

水面蒸发是一种供水始终充分的蒸发，是两种对立的水分子运动过程的矛盾统一体。

一种是水分子自水面逸出，由液态变为汽态；另一种是水分子返回液面，由汽态变为液态。

水面蒸发就是反映两者在单位时间内的差量。

水面蒸发包括水分汽化和水汽扩散两个过程，一个是水分子逸出水面在水面附近产生一层饱和水汽层，另一个是饱和水汽层的水分子不断从水面移开。

蒸发直接体现热量交换与水量交换过程的联系。

水分汽化和水汽扩散的两个过程是：①水分汽化。

水体内部水分子处在连续运动状态，其速度各不相同。

当水面的一些分子，得到的动能大于其他水分子对它的吸引力，就逸出水面。

水温越高，水分子运动越快。

由于水汽分子的不规则运动，有一部分水汽分子回到水中，产生凝结。

实测的蒸发量指从水面逸出的水分子数量与返回水中的水分子数量之差。

②水汽扩散。

有三种形式：由于水汽压差而引起的水汽分子从水汽压高处向水汽压低处输送，称分子扩散；由于温差而引起的下层暖湿空气上升和上层冷干空气的下沉，称对流扩散；由于刮风，水分子随风吹离，称紊动扩散。

自由水面的蒸发可以直接采用蒸发器进行观测。

中国采用的直接观测水面蒸发的仪器有20cm直径小型蒸发器，80cm直径套盆式蒸发器。

60年代初选用E-601型蒸发器为全国标准仪器。

蒸发实验站则采用20m2和100 m2蒸发池和漂浮蒸发器。

由于蒸发器与实际水体的自然条件不同，器测的蒸发量一般均大于自然的水面蒸发，且随器皿的形式、安装方式和不同季节而异，因此必须通过实验，求出蒸发器的折算系数，以此估算实际蒸发量。

由于蒸
发量和降水量一样，都是每天20时观测一次，因此测得的日蒸发量，日降水量实际上都是昨天20时到今天20时的量，而不是0～24时的量。

4.1.1.2 确定水面蒸发量的方法
（1）经验公式法（基于质量守恒定律的方法）
利用经验公式计算蒸发速率，或直接根据蒸发器的记录配合以数式，或依赖于空气动力学实验的或理论的结果加以推广，先后经过无数人的研究，得到许多不同的公式，但基本上可以转化为下列Dalton 形式（Dalton ，1802；Meyer ，1915；Penman ，1948），。

()()s d E f u e e =- （4.1）
式中：E 为单位时间内的蒸发量，()f u 为水平风速u 的函数，s e 为蒸发表面温度s T 时的水汽压力，d e 为空气露点温度d T 时的水汽压力。

()f u 的形式多样，可由经验或理论研究所确定（表4-1）。

作者 日期 公式 地区
备注 Dalton 1802 ()./()s a E in mo C e e =- 英格
兰
C 为系数，较浅水、较小水体约为15，较深、较大水体约为11
Fitzgerald 1886 ()()./0.40.199()s a E in mo u e e =+-
美国 Meyer 1915 ()()./1110.1()g s a E in mo u e e =+-
美国 a e 为水面30ft.处测量值 Horton 1917 ()(){}./0.42exp 2s a
E in mo u e e =---⎡⎤⎣⎦ 美国
Rohwer 1931 ()()()0./0.771.4650.01860.440.118()b s a E in d P u e e =-⋅+- 美国 b P 为气压，单位in.Hg
Penman 1948 ()()2./0.3510.24()s a E in d u e e =+-
美国
Harbeck 等 1954 ()8./0.0578()s a E in d u e e =- ()4./0.0728()s a E in d u e e =-
美国
Kuzmin 1957 ()()8./ 6.010.21()s a E in mo u e e =+-
苏联 Harbeck 等 1958 ()()./0.001813()10.03s a a w E in d u e e T T =-⋅
--⎡⎤⎣⎦ 美国 a T =平均气温+1.9℃；w
T 为平均水面温度℃
Konstantinov 1968 ()()211./(0.024/0.166)()w s a E in d t t u u e e =-+-
Remanenko 1961 ()()()2/0.001825100a E cm mo T hn =+-
hn 为相对湿度 Sverdrup 1946 ()()()
()2822820.623./ln 800/200o K u u e e E in h p ρ--=⎡⎤⎣⎦
o K 为von Karman ’s 常数ρ为空气密度，p 为气压 Thornthwaite ＆Holzman 1939
()()()()282282
0.623./ln 800/200o K u u e e E in h p ρ--=⎡⎤⎣⎦
对比以上经验公式可知，基于质量守恒定律的方法中影响蒸发的三个气象要素是：（1）水气压梯度，（2）风速，（3）温度。

Singh 和Xu （1997a ）评估了各种基于质量守恒定律方法的优劣。

这些公式的应用受制于所需的资料是否完备。

水面温度资料缺乏常使其无用武之地。

如果用平均气温代替水面温度，则无法考虑平流能量对蒸发的影响。

较小的温度误差将导致较大的蒸发估计误差。

进而言之，由于不同的经验攻势需要不同高度的风速和饱和水汽压，将其调整为同一高度极为困难。

而且这些是平均值，可能并不反映总的入射辐射，而蒸发敢决于后者。

（2）水量平衡法
水量平衡法以空间集总形式的连续方程——水分平衡方程为基础：
()i 0P E A Q Q =dS/dt -+- （4.2）
--E I O S =∆ （4.3）
式中，I 为入流，O 为出流，S ∆为蓄量变化。

水量平衡法对长时段（至少1个月，最好1年）可获得合理的蒸发估计，但对短时段（1天或更短）则完全不能用。

水量平衡法确定的蒸发是各项的差值，如果蒸发相对其他项较小，则其受制于测量中可观的误差。

（3）空气动力学方法
从空气动力学观点进行水面蒸发研究，主要根据空气近地层中风速及涡动交换系数随高度变化的特征，以及采取适当的边界条件，求解下列微分方程：
V V u K x z z ∂∂∂⎛⎫= ⎪∂∂∂⎝⎭
（4.4） 式中，K 为涡动交换系数，u 为水平风速，z 为高度，x 为水平距离，V 为由下向上传输的物质量或物理量。

根据扩散理论，利用空气动力学中的关系式，可得基于扩散理论的水面蒸发计算公式：
()()2202ln /w s m K u E f z k e e K p ρ⎛⎫=-⎡⎤ ⎪⎣⎦⎝⎭
（4.5） 式中，w K 为大气紊动扩散系数，m K 为紊动粘滞系数，2u 为水面以上2z 高度处的平均风速，p 为气压，f 为函数关系，s k 为表面糙度的线量度，0e 为饱和水汽压，2e 为水面以上2z 高
度处的水汽压
1939年，桑斯威特(Thornthwatie)和霍尔兹曼(Holzman)利用近地面边界层相似理论，提出了计算蒸发的空气动力学方法。

该法假定下垫面均匀，认为动量、热量和水汽传输系数相等。

这一假定是蒸发理论的又一突破，但是，假定也将此方法的应用局限在较小的范围内，因为实际中大部分下垫面都是非均一的，那么粗糙的下垫面必定对湍流场产生复杂影响，所以计算中往往存在较大误差。

（4）波文比-能量平衡法
1926年，波文(Bowen)从能量平衡方程出发，提出了计算蒸发的波文比-能量平衡法。

波文比-能量平衡法以能量守恒为基础，即考虑水体得到、损耗和储存的能量。

对任一水体，能量平衡方程可写为：
w s r l h e v a R R R R R R R R =-----+ （4.6）
式中，w R 为水体储能的增量，s R 为到达水面的总太阳辐射，r R 为反射的太阳辐射，l R 为大气和水体之间的净长波辐射交换（包括来自大气的长波辐射、反射的长波辐射和水体散发的长波辐射），h R 为从水体到大气的干热交换，e R 为用于蒸发的能量，v R 为蒸发水体带走的能量平流，a R 为进入水体的净能量平流。

此式忽略了化学和生物过程引起的能量变化、发生在水体底部的热传导和动能与热能的相互转化，这些过程的能量相对极小。

由此，蒸发量计算公式为：
e R E L
ρ= （4.7） L 为蒸发潜热（2.430×106J/kg ）或60(2.5010.02361)10L T =-⨯ J/kg （0T 为水面温度℃），
ρ为蒸发水体密度（g/cm 3）
Bowen （1926）将水汽从水面进入空气的蒸发和扩散过程类比于单位热能从水表面进入空气的传导过程，引入了波文比（Bowen Ratio ）的概念：
h e
R B R =
（4.8） 由此而得， ()
1e s r l a w R R R R R R E L L B ρρ--+-=
=+ （4.9） 波文比B 可由下式计算： T B e
γ∆=∆ （4.10） 式中，B 为波文比，γ为干湿表常数，T ∆为两个高度的气温差，e ∆为两个高度的水气压差。

波文比-能量平衡法适用于空气温度和湿度垂直轮廓一致的情况，在常规观测中精度较
好，长期以来得到了广泛的应用。

但在下垫面很潮湿或很干燥的条件下，计算结果往往偏低，精度下降。

（5）综合方法
上述能量平衡法考虑了影响水面蒸发的热量条件，而影响水面蒸发的动力条件只考虑了水汽扩散的作用。

空气动力学方法详细考虑了影响水面蒸发的主要动力条件——风速和水汽扩散，但对太阳辐射未考虑。

Penman （1948）综合考虑了能量平衡法和空气动力学方法的长处，取长补短，将二者较好的结合起来提出了确定水面蒸发的综合方法。

1）Bowen 比率法
Bowen 比率法应用Bowen 比率，并假定热量扰动扩散率等于水汽扰动扩散率，对同一区间积分。

()()
1/n R G E T e γ-+=
+∆∆ （4.11）
2）通用Penman 法 ()()0000{[()]}p n a a C E R G k e e e e ργ∆=-+----∆+∆
（4.12） 此式包含了水汽压差值，()
0a a e e -、000()e e -分别表示高度a 和蒸发面的水汽饱和差。

该方法有许多变形形式。

对于水面，000()0e e -=，因此
()()0[]p n a a C E R G k e e ργ∆=-+--∆+∆
（4.13） 此即为Penman 方程。

4.1.2 冰雪蒸发
冰雪蒸发是水面蒸发的一种特殊情况。

当冰雪上空的水汽压小于当时温度下的饱和水汽压时，冰雪蒸发就会发生。

冰雪蒸发过程是一个经历着固态-液态-气态的变化过程。

冰雪蒸发与水面蒸发一样，也可应用波文比-能量平衡法确定，但其中必须改用冰雪表面温度和相应于冰雪面温度的饱和水汽压。

应用比较广泛的雪面蒸发估算经验公式有：
（1）库兹明公式
()()10020.180.098E u e e =+- （4.14）
式中，E 为雪面蒸发[mm/d]，
10u 为高度10m 处平均风速[m/s]，2e 为高度2m 处水汽压[mbar]，0e 为雪面温度的饱和水汽压[mbar]。

（2）美国中央西拉雪实验室（Central Sirra Laboratory ）公式
()()1/600.0063a b a b E z z e e u -=- （4.15）
式中，E 雪面蒸发[in/d]，b u 为高出地面b z ft 处风速[mile/h]，0e 为雪面温度下的饱和水汽压，a e 为高出地面a z ft 处的水汽压[mbar]。

4.1.3土壤蒸发
土壤蒸发是指土壤中的水分通过上升和汽化从土壤表面进入大气的过程。

土壤蒸发影响土壤含水量的变化，是水文循环的一个重要环节。

4.1.3.1 土壤蒸发的物理过程及基本规律
土壤蒸发持续进行的条件是：经常有热量到达土面，提供水分汽化所需的汽化热；土面水汽压高于大气水汽压；土面能持续得到土内水分。

根据土壤中水分含量的高低，也就是土壤供水能力的高低可以把土壤蒸发过程划分为3个阶段。

第一阶段为稳定蒸发阶段：此时土壤含水量达到田间持水量以上或达到饱和，土壤十分湿润，土壤毛管孔隙全部被水充满，并有重力水存在，土壤重的毛细管全部沟通，在毛管作用下，土壤中的水分不断快速向表层运动，水分供给十分充足，水分在地表汽化、扩散，土壤的蒸发量大而且稳定，蒸发量的大小仅仅取决于气象条件的好坏。

第二阶段为蒸发速率下降阶段：随着第一阶段的不断进行，土壤中的水分含量进一步降低，当土壤含水量降低到上临界土壤含水量（其值与田间持水量接近）时，毛管水的连续状态遭到破坏，毛细管的传导作用下降，向表层输送水分的能力降低，蒸发速率随着表层土壤含水量的变小而变小。

此时，蒸发速率与含水量有关，而气象因素对它的影响逐渐减小。

第三阶段为蒸发速率微弱阶段：当土壤含水量进一步降低至毛细管断裂含水量（相当于凋萎含水量）以下时，土壤蒸发进入第三阶段，此时，毛管水不再以连续状态存在，毛管的传导作用停止，土壤水分只能以薄膜水和气态水的形式向表层移动，土壤内部的水分通过汽化，并经土壤孔隙向大气运行，因此，蒸发主要以水汽扩散输送，这种运动形式缓慢，土壤的蒸发强度很小，并且比较稳定。

该阶段的蒸发受气象因素和土壤水分含量的影响都很小。

实际蒸发量只取决于下层土壤的含水量和与地下水的联系状况。

图4-1 土壤蒸发过程
土壤蒸发的上述三个阶段通常是难以截然区分的。

如，在土壤导水能力控制阶段，由于上层土变干，一些孔隙被排空，下层土壤水就可以从这些孔隙中逸出进入大气。

裸土蒸发与自由水面蒸发不同之处在于水分的充分程度不同和水分子从土壤中脱逸需要克服阻力。

此外，含水量、相对湿度、扩散系数、毛管传导度、水力传导度等土壤特性均控制水分从土壤剖面深层向地表的输送，从而也控制蒸发。

4.1.3.2 土壤蒸发研究
在没有植被的情况下，蒸发直接地并全部地在土壤表面进行。

长期以来，国内蒸发研究主要集中在农田蒸发（有植被的情况）与水面蒸发方面，研究方法主要是试验测定或用经验、半经验公式计算，应用最多的是Penman 公式。

关于土壤蒸发的计算方法研究很少。

裸土表面蒸发是个经常遇到的实际问题。

单位时间内从单位地表面蒸发的水量称为土壤蒸发速率（m 3/m 2.s ）。

要研究土壤蒸发现象，必须研究土壤水热传输过程。

在讨论入渗过程时，水分含量较高，土壤中水分运动以液态水为主，采用等温模型是可行的，但在研究水分的散失——蒸发过程时就不能不考虑水热的相互作用。

在一般情况下，我们所研究的土壤或植物根区的水流过程，都是土壤水处于非饱和的状态。

早在1931年Richards 就明确讨论了达西定律与非饱和水流的关系，将原来仅计算饱和流的达西定律扩伸到非饱和水流中。

将体现质量守恒原理的连续性方程与达西定律结合，可以导出描述土壤水分运动的基本方程：
()K t z z θψθ∂∂∂⎡⎤=⎢⎥∂∂∂⎣⎦
（4.16） 式中，()K θ为非饱和土壤的导水系数，θ为土壤含水量，ψ为非饱和土壤的总水势，z 为土壤的深度，以表面为0，向下为正值。

土壤蒸发的定解问题多数很复杂，目前只对少数及其简单的情况才有解析解。

下面讨论几种简单情况下土壤蒸发的计算问题。

（1）潜水蒸发
潜水蒸发是指潜水向包气带输送水分，并通过土壤蒸发或(和)植物散发进入大气的过程。

由于土壤蒸发或（和）植物散发，在土壤表层或根系层中消耗水分，潜水通过毛细作用不断向上补给水分，保持土壤蒸发和植物散发持续进行。

潜水蒸发速率主要由土壤导水能力控制。

在平原地区，在没有降雨、沟河排泄及外泄地下径流的情况下，地下水位的消落基本上是潜水蒸发的结果。

Gardner （1958）首先从理论上求解潜水蒸发问题。

此后关于潜水蒸发的理论和经验计算方法日趋完善。

如图4-2所示，z 坐标原点设在潜水面处，向上为正。

假定地表处的蒸发速率与土壤层内（0-H ）任一断面向上的水份输送通量相等，则潜水蒸发问题的定解条件可写为：
()(),00,s
D K
E z H z z θθθθθ∂⎧--=≤≤⎪∂⎨⎪==⎩ （4.17） 上式由0到z 积分可得：
()()s D z d K E θθθθθ=+⎰
（4.18）
可见，如果非饱和土壤扩散率()D θ和导水率()K θ已知，则由上式可得到蒸发速率为E 的土壤剖面含水量分布()z θ。

图4-2 潜水蒸发时土壤剖面内的含水量和吸力分布示意图（黄洪峰 土壤-植物-大气 p149）
（2）用实测土水势计算土壤蒸发量
本法建立在“零通量面”的概念上。

单位时间通过单位面积土壤某一巨额面的水份数量称为土壤水分通量，而“零通量面”就是土壤中水分通量为零的界面。

在土壤蒸发过程中，土壤水分的向上运移通过地表面的通量就是蒸发量，向下运移通过某界面的通量可以认为是对地下水的补给量。

确定零通量面的位置后，可知该断面以上土壤水分的运动方向向上，其中有一部分消耗于地表蒸发。

如果能及时测定出零通量面埋深位置上部土层的土壤含水率的变化量，便可以推导出土壤实际蒸发量。

如图4-3所示，图中()t θ、()2t θ分别为t 1和t 2式可测得的土壤含水率垂向分布，若在土壤中任取一土层，其厚度为dz ，上、下界面分别位于z 2和z 1。

则当有向上运行的水分通量()2q z 和()1q z 分别通过z 2和z 1时，由水量平衡原理可知：
()()21W q z q z t
∂=-∂ （4.19） 式中，W 为界面z 2和z 1之间土层的含水量。

已知W dz θ=，()()21q z q z -又可表示为q dz t ∂⎛⎫ ⎪∂⎝⎭
，于是上式可写成： q t t
θ∂∂=∂∂ （4.20） 对上式积分可求得界面z 2和z 1水分通量的差值为：
()()2
121z z q z q z dz t
θ∂-=∂⎰ （4.21） 若取z 1为零通量面位置（如图中()02z t ），取z 2为土壤表面位置，则t 1-t 2时段内土壤水分蒸发量E 1-2为：
()()()22
111212t z t z E q z dt t t dz θθ-==-⎡⎤⎣⎦⎰⎰ （4.22） 在根据实测资料计算时，一般使用上式的离散形式，即
()()111,1,n
m i j E j i j i z t θθ==⎧⎫=---∆∆⎡⎤⎨⎬⎣⎦⎩⎭∑∑
（4.23） 式中，i 为时间步长序号，n 为时间步长的总数，j 为垂向距离步长序号，m 为零通量面位置至土壤表层位置的总的垂向距离步长总数，z ∆为垂向距离步长，t ∆为时间步长。

图4-3 零通量法示意图
零通量面出现的位置随土水势的变化而移动，有时也会消失。

一般来说，在降雨或灌水条件下，土壤含水量自上而下得到补充，故总土水势必然表层大、深层小，驱使着水流向土中下渗，此时土水势的垂向分布无方向性变化，因此，土层中不存在零通量面。

地表补给停止后，土壤水分的蒸发即行开始，由于表层水分的散失，土水势大大减少，从而使垂向土水势的梯度变化出现了方向性差异，出现了极值点，零通量面也就相应出现。

随着地表蒸发的延续，表层土水势不断减少，其结果便是零通量面位置的不断下移。

移动速度受土壤质地、气象条件、地下水埋深等因素的影响和制约。

4.1.4植物散发
4.1.4.1 植物散发机理
植物散发是在植物生长期，水分从叶面和枝干以蒸汽状态向大气散发（蒸发）的过程，又称植物蒸腾。

蒸腾作用通过植物地上部的表皮，主要是其上的气孔（器）进行。

组成气孔的保卫细胞响应植物体内外条件变化而运动，使气孔开闭，从而引起水蒸气扩散阻力的变化。

因此蒸腾作用实质上是生理调节（气孔运动）下的物理过程（蒸散发）。

植物根系从土壤中吸收水分，经导管向上移动，在根压和蒸腾拉力作用下，水分移动可达树梢的叶子。

叶子由许多薄壁细胞组成，叶子表皮有许多气孔，气孔在两个保卫细胞之间，水分进入保卫细胞时,细胞膨胀,其毗连薄壁分开，使气孔打开，进行散发（图4-4）。

图4-4 植物散发示意图（E. J. Winter,1974）
如果水分减少至一定程度，保卫细胞松弛,气孔关闭。

影响气孔开闭的主要因素是光线强度，叶的水分补给，空气的温度、湿度和生物化学变化。

气孔通常白天开着,黑夜关闭。

植物散发主要在白天进行,散发强度中午最大,夜间仅及白天1/10。

温度在4.5°C以下时，植物几乎停止生长，散发极少；在4.5°C以上时,每增加10°C，散发强度约增1倍，在40°C以上时,植物失去气孔调节性能，气孔大开，散发大量水分。

水分可以从植物体与空气接触的任何表面蒸发。

蒸腾作用可按其发生的部位分为气孔蒸腾、角质层蒸腾和周皮蒸腾。

气孔在叶表皮上所占的相对面积（1％左右）虽然很小，但单位叶面积上数目多、间隔小，所以在气孔开张时扩散阻力不大。

气孔内侧的叶肉细胞表面透水性好，海绵组织的细胞排列松散，空隙多，表面积大，水分扩散的阻力更小，所以气孔蒸腾最为重要。

角质层富含蜡质，对水分通过的阻力极大；角质膜上有极性小孔，可容许水分通过。

当水分多时或pH值高时，单位面积膜上极性小孔数目增多，膜的透性略为增高。

周皮蒸腾是木本植物通过茎表面覆盖着的周皮层进行的蒸腾。

周皮层已木栓化，透水性很差；只有不多的皮孔和裂隙可允许水蒸气通过。

蒸腾作用中水分自叶面散失的直接推动力，是叶细胞（主要是叶肉细胞）表面水分的蒸发和水蒸气向大气的扩散。

因为扩散是双向的，所以净的推动力是叶细胞表面与大气间蒸气压或水蒸气浓度之差。

一般叶水势变化对蒸气压影响不大，叶细胞表面蒸气压总是接近水在叶温下的饱和蒸气压
干旱、半干旱地区农业生产中水的供应是影响产量的主要因素。

蒸腾速率的估测对了解植物需水量和水的利用效率有很大意义。

对自然植被蒸腾特性的测定，为了解植物种的分布和对干旱条件的适应，提供重要的知识。

测定蒸腾速率的方法，按测定技术分，有测定失水速率的重量法和容量法，和测定空气中水分因蒸腾而增加的数量的湿度计法（湿敏电阻法、红外线分析仪法、干燥剂吸水增重法等）；按测定对象分，有测定叶片上小面积的蒸腾速率的气孔计法，测定单枝经毛细管吸水速率的方法，以及测定整片植物群体及土壤的腾发速率的腾发计（或称蒸散计）法。

还有利用空气动力学原理测定植物群体上方湿度剖面，结合风速剖面或热平衡数据计算群体腾发速
率的微气象学方法。

对单叶蒸腾速率的测定可用于研究蒸腾受生理状况和环境条件的影响，但用于估算田间作物的耗水量时，还须考虑群体内各层叶片微气象条件的不同。

4.1.4.2 植物散发规律
植物根系吸收水分的原理与水向土中下渗十分相似，因此，可以用类似于达西定律的公式形式来计算植物根系吸收水量的多少：
()q M N ψηψη
=-+ （4.24） 式中，q 为单位时间内植物根系从土壤中吸收的水量，ψ为土壤导水系数，η为植物导水系数，M 为叶片的吸力，N 为使水分保持在土壤颗粒表面的吸力。

又有Dolton 定律可知，叶面和大气间的水量交换即散发量，应与饱和差成正比：
()000
P DD E e e D D ρ=-+ （4.25） 式中，P E 为植物散发量，D 为植物叶面与大气间的水份交换系数，0D 为植物细胞薄膜面与叶面之间的水份交换系数，ρ为空气密度，e 为空气的实际水汽压，0e 为叶面温度下的饱和水汽压。

由于上式中()0D e e ρ-即为散发能力0E ，故它可以写成更为紧凑的形式：
00
P D E E D D =
+ （4.26） 根据质量守恒原理，显然有： P dW q E dt -=
（4.27） W 为植物体内的含水量，而0dW dt
≈，所以上式变为：P q E =，即()00D E M N D D ψηψη
=-++ （4.28） 从理论上精确求解上式是困难的，但通过一些由试验获得的知识，是可以求其近似解的。

由植物散发的物理过程可知，M 不仅与P E 有关，而且与ψ、η、N 等有关，而ψ、N 又是土壤含水量和土壤特性的函数，η则与植物生理特征有关。

因此，由上式可以推知，0
D
D D +应是土壤含水量和植物生理特征的函数。

这样，()000
P DD E e e D D ρ=-+可以简化为： ()0P E E εϕθ= （4.29）
ϕθ为土壤含水量的某种函数。

此式的式中，ε为反应植物生理特性对散发影响的系数，()
具体表达形式一般可通过实测资料来确定。

4.1.5 蒸发影响因素
4.1.
5.1 气象因素
气象条件是水面蒸发的决定性因素。

影响蒸发的气象要素包括太阳辐射、气温、湿度、风和气压等。

水面温度下的饱和水汽压与蒸发面上空实际水汽压之差即饱和水汽压差，是决定水面蒸发最为重要的气象因素。

饱和水汽压差愈大，蒸发作用愈强烈。

气温一方面反映了太阳辐射的影响，另一方面也能改变空气的湿度，温度梯度愈大，空气对流愈强，湿度梯度愈大，水汽扩散愈快。

因此，气温越高水面蒸发越快。

太阳辐射强度影响水面温度，水面温度的高低反映水分子运动能量的大小，水温越高，水分子运动能量越大，逸出水面的水分子就越多，水面蒸发就越激烈，当水温高于气温时，水面附近的薄空气较暖而轻，易于上升，加速了蒸发作用。

风起着促进水汽交换，加强对流扩散，增加水面蒸发的作用，风速越大，水面蒸发越快。

气压影响水分的散布，气压增加，水分散布减慢，因此蒸发也随着减小。

4.1.
5.2蒸发面
蒸发面有水面、裸土、植物叶面、冰雪面和生物体表面等，它们的蒸发有着很大差异。

水面蒸发属于充分供水的条件，其蒸发受水面物理状态及水汽压差、风速、气温和水质等的影响；陆面蒸发可因陆面水分多少以及岩、土性质不同而异，影响其蒸发的因素除影响水面蒸发的相同因素外，尚有土壤含水量、地下水埋深、土壤结构、土壤色泽、土壤表面特征及地形等因素；生物体表面的蒸发因其种群和覆被的不同而不同，除受太阳辐射、气温、湿度、风、气压、岩土性质等影响，同时还受到生物生理学过程制约。

4.1.
5.3水质
当溶解物在水中溶解时，将减少溶液的水汽压。

水汽压的减小将使蒸发率减小，但蒸发率的减小程度低于水汽压的减小程度（Vijay P. Singh 著，赵卫民等译，2000）。

由于海水平均含盐量为35%0，其蒸发量要比淡水小2%-3%。

这是因为含有盐类的水溶液常在水面形成一层保护膜，起着抑制蒸发的作用。

水的混浊度虽然与水面蒸发无直接关系，但由于会影响水对热量的吸收和水温的变化，因而对蒸发也有间接的影响。

水体水质、水面状况对水面蒸发也有一定的影响。

水体含盐量越高，水面蒸发量越小；水体内水草越多，水面受热条件发生变化，水面蒸发量越大；水体面积越小，水面蒸发量越大。

总之，由于区域蒸散发包含项目众多，因此其影响因素也很多，它不仅与区域的自然地理、下垫面、植被度有关，还与区域的土壤含水量、地下水埋深、作物种类、水体面积以及区域自然气候条件等有关。

因此分析区域蒸散发规律，不仅需要对区域内各项蒸发规律进行单项分析，而且必须着眼整个区域进行综合研究。

4.2 流域蒸散发
水文学中，常在流域尺度上进行整个流域蒸散发的模拟、估算。

流域表面可以划分为裸。