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'''蒸散'''是[[植被]]及地面整体向大气输送的[[水汽]]总通量，主要包括[[植被]]蒸腾、[[土壤水分]]蒸发及[[截留]]降水或露水的蒸发，作为能量平衡及水循环的重要组成部分，蒸散不仅影响植物的生长发育与产量，还影响大气环流，起到调节气候的作用。 <ref>[杨东方，王凤友编著．数学模型在生态学的应用及研究 30=THE APPLICATION AND RESEARCH OF MATHEMATICAL MODEL IN ECOLOGY 30：海洋出版社，2015.05：第211页]</ref>  
[[File:蒸散1.jpg|缩略图|蒸散[https://dss3.bdstatic.com/70cFv8Sh_Q1YnxGkpoWK1HF6hhy/it/u=2528116289,792812998&fm=26&gp=0.jpg 原图链接][https://dss3.bdstatic.com/70cFv8Sh_Q1YnxGkpoWK1HF6hhy/it/u=2528116289,792812998&fm=26&gp=0.jpg 图片来源百度网]]]

'''中文名''':[[蒸散]] 

'''外文名''':[[evapotranspire]] 

'''分    类''':[[土壤蒸发和植被蒸腾]] 

'''作    用''':[[维持地表能量平衡]] 

'''缩    写:[[ET]]''' 

==释义==

蒸散 (evapotranspiration) 土壤蒸发和植物蒸腾的总称。 <ref>[《中国资源科学百科全书》编辑委员会编著．中国资源科学百科全书 （上、下册）：中国大百科全书出版社，2000年03月第1版：第482页]</ref>   蒸散量的大小取决于3方面要素：

#大气干燥度、辐射条件、[[温度]]和风力的大气蒸发能力；
#土壤含水量、导水能力和土壤供水状况；
#植被覆盖率、[[植物]]导水能力、叶面气孔数量和开度。

蒸散量可用蒸渗计测定，也可用数学方法计算。计算[[蒸散量]]的模式有很多，有质量输送模式、阻力模式、空气动力学模式、能量平衡模式、综合模式和太阳辐射模式等。其中普遍使用的是彭曼模式。它是半经验半理论的计算自然条件下开阔水面和供水充足短草地的自然蒸发量公式。其形式为：
 
式中[[E0]]可能蒸散量；H为[[地面]]吸收的净太阳辐射能；△为温度为平均气温Ta时的饱和水汽压曲线斜率；λ为干湿表常数；L为蒸发潜热：Ea为干燥力。
[[File:蒸散2.jpg|缩略图|蒸散[https://dss1.bdstatic.com/70cFvXSh_Q1YnxGkpoWK1HF6hhy/it/u=3682894020,3746990339&fm=26&gp=0.jpg 原图链接][https://dss1.bdstatic.com/70cFvXSh_Q1YnxGkpoWK1HF6hhy/it/u=3682894020,3746990339&fm=26&gp=0.jpg 图片来源百度网]]]
==蒸散量==

农田土壤蒸发和植物蒸腾的总耗水量。亦称蒸散、腾发量或总蒸发量。蒸散量是农田水分平衡的重要组成部分。蒸散量受以下三种因素的制约： <ref>[舒惠国主编．江西农业全书：江西高校出版社，1994.6：第859页]</ref>   

1．大气的[[干燥]]程度、辐射条件及风力大小所综合决定的蒸发势；

2．土壤湿润程度和导水能力所决定的士壤供水状况；

3．包括[[植物]]水分输导组织，叶片气孔数量与大小及群体结构在内的植被状况。

平坦地面被绿色作物全部遮蔽，土壤充分湿润情况下的蒸散量称蒸散势，亦称可能蒸散量。因此实际蒸散量是蒸散势、土壤含水量及[[植被]]覆盖状况的函数。测定蒸散量的方法很多，一般是先综合应用[[热量平衡]]方程和[[湍流交换]]方程计算出可能蒸散量，再用可能蒸散量和土壤水分含量及植被状况参数建立函数关系，计算实际蒸散量。

==可能蒸散量==

在一定的气候条件下，水分得到充分供应的带有植被的土壤表面水分蒸散总量，包括土壤蒸发和植物蒸腾。从水分能量概念来说，可能蒸散量就是由大气状况决定的控制植物蒸散过程的能力或提供蒸发消耗的潜在能量。这种能量用单位时间内所蒸发蒸腾的水量(毫米水柱高)表示。亦称最大可能蒸散量、潜在蒸散量或蒸散势。研究可能蒸散量对[[农田]]灌溉、[[地气]]水分循环、[[气候]]和[[农业]]气候的干湿季划分和区划研究均有十分重要的意义。确定可能蒸散量的方法有直接测定法和间接计算法两种。直接测定法是利用[[仪器]]分别测定土壤蒸发和植物蒸腾，间接计算法是根据蒸散与气象要素的关系式进行计算。计算水面蒸发与植被可能蒸散的方法很多，其中应用最多的是英国气象学家彭曼提出的计算蒸发能力(即水面蒸发)E。的半经验半理论公式，称彭曼公式：
 
式中=de/dt，e为饱和[[水气压]]；T为温度；为饱和水汽压—[[温度曲线]]的斜率；r—(CpP)/0.622称为干湿表常数；Cp为定压比热；P为大气压，在海平面条件下r≈0.65百帕/℃，Ea为空气的干燥力。Ea由下式计算：

Ea=(ea-ed)f(u)

式中(ea-ed)为饱和差;ea为饱和水汽压；ed为实际水汽压；f(u)为道尔顿蒸发量经验公式的[[风速]]函数。用彭曼的水面蒸发[[E]]。乘—系数f即可求得绿色作物田间的可能蒸散量ET，f可从田间试验中求得。

==分布==

潜在蒸散的空间变化比较平缓，其最大值主要分布在热带地区。随着纬度的增加，潜在蒸散逐渐降低。由于北半球的陆地面积比南半球大，所以[[北半球]]的潜在蒸散比南半球大59%。一个例外的情况是，0S至20S之间的潜在蒸散比0N至20N之间的潜在蒸散多出7%。不过，北半球其他纬度带的潜在蒸散，都比南半球同纬度地区的要大。 <ref>[MarlynL.Shelton著．水文气候学 视角与应用：高等教育出版社，2011.04：第166页]</ref>  

潜在蒸散的这种纬向分布格局，由于受到太阳辐射之外其他因素的影响，而变得复杂。位于10N到20N的[[非洲区域]]，就是一个很好的案例。大气环流和云盖影响着有效能量和水分变化。由于这一地区云量少，太阳直射多而且持续时间长，所以有效能量尤其充足，这就改变了原有太阳辐射对潜在蒸散的影响。

潜在蒸散是指地表的最大水分损失量，而实际蒸散是在气候、[[土壤和]]植被综合作用下的实际水汽通量。在很多情况下，实际蒸散往往小于潜在蒸散，它表示实际从地表回到大气的水汽通量。但是陆面蒸散过程往往受土壤水含量和植被状态的制约，这导致大陆水汽通量小于[[海洋]]。海洋以蒸发形式向大气输送水汽，而陆地区域则以实际蒸散形式。海洋的输送总量是大陆的6倍，其主要原因在于海洋面积大，其表面可以提供无限的水分，并且热带地区拥有丰沛的有效能量用于蒸散。

==参考文献==
{{Reflist}}

[[Category:400 應用科學總論]]