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蒸散是植被及地面整體向大氣輸送的水汽總通量，主要包括植被蒸騰、土壤水分蒸發及截留降水或露水的蒸發，作為能量平衡及水循環的重要組成部分，蒸散不僅影響植物的生長發育與產量，還影響大氣環流，起到調節氣候的作用。 [1]
中文名:蒸散
外文名:evapotranspire
分 類:土壤蒸發和植被蒸騰
作 用:維持地表能量平衡
縮 寫:ET
釋義
蒸散 (evapotranspiration) 土壤蒸發和植物蒸騰的總稱。 [2] 蒸散量的大小取決於3方面要素：
蒸散量可用蒸滲計測定，也可用數學方法計算。計算蒸散量的模式有很多，有質量輸送模式、阻力模式、空氣動力學模式、能量平衡模式、綜合模式和太陽輻射模式等。其中普遍使用的是彭曼模式。它是半經驗半理論的計算自然條件下開闊水面和供水充足短草地的自然蒸發量公式。其形式為：
式中E0可能蒸散量；H為地面吸收的淨太陽輻射能；△為溫度為平均氣溫Ta時的飽和水汽壓曲線斜率；λ為乾濕表常數；L為蒸發潛熱：Ea為乾燥力。
蒸散量
農田土壤蒸發和植物蒸騰的總耗水量。亦稱蒸散、騰發量或總蒸發量。蒸散量是農田水分平衡的重要組成部分。蒸散量受以下三種因素的制約： [3]
1．大氣的乾燥程度、輻射條件及風力大小所綜合決定的蒸發勢；
2．土壤濕潤程度和導水能力所決定的士壤供水狀況；
3．包括植物水分輸導組織，葉片氣孔數量與大小及群體結構在內的植被狀況。
平坦地面被綠色作物全部遮蔽，土壤充分濕潤情況下的蒸散量稱蒸散勢，亦稱可能蒸散量。因此實際蒸散量是蒸散勢、土壤含水量及植被覆蓋狀況的函數。測定蒸散量的方法很多，一般是先綜合應用熱量平衡方程和湍流交換方程計算出可能蒸散量，再用可能蒸散量和土壤水分含量及植被狀況參數建立函數關係，計算實際蒸散量。
可能蒸散量
在一定的氣候條件下，水分得到充分供應的帶有植被的土壤表面水分蒸散總量，包括土壤蒸發和植物蒸騰。從水分能量概念來說，可能蒸散量就是由大氣狀況決定的控制植物蒸散過程的能力或提供蒸發消耗的潛在能量。這種能量用單位時間內所蒸發蒸騰的水量(毫米水柱高)表示。亦稱最大可能蒸散量、潛在蒸散量或蒸散勢。研究可能蒸散量對農田灌溉、地氣水分循環、氣候和農業氣候的乾濕季劃分和區劃研究均有十分重要的意義。確定可能蒸散量的方法有直接測定法和間接計算法兩種。直接測定法是利用儀器分別測定土壤蒸發和植物蒸騰，間接計算法是根據蒸散與氣象要素的關係式進行計算。計算水面蒸發與植被可能蒸散的方法很多，其中應用最多的是英國氣象學家彭曼提出的計算蒸發能力(即水面蒸發)E。的半經驗半理論公式，稱彭曼公式：
式中=de/dt，e為飽和水氣壓；T為溫度；為飽和水汽壓—溫度曲線的斜率；r—(CpP)/0.622稱為乾濕表常數；Cp為定壓比熱；P為大氣壓，在海平麵條件下r≈0.65百帕/℃，Ea為空氣的乾燥力。Ea由下式計算：
Ea=(ea-ed)f(u)
式中(ea-ed)為飽和差;ea為飽和水汽壓；ed為實際水汽壓；f(u)為道爾頓蒸發量經驗公式的風速函數。用彭曼的水面蒸發E。乘—係數f即可求得綠色作物田間的可能蒸散量ET，f可從田間試驗中求得。
分布
潛在蒸散的空間變化比較平緩，其最大值主要分布在熱帶地區。隨着緯度的增加，潛在蒸散逐漸降低。由於北半球的陸地面積比南半球大，所以北半球的潛在蒸散比南半球大59%。一個例外的情況是，0S至20S之間的潛在蒸散比0N至20N之間的潛在蒸散多出7%。不過，北半球其他緯度帶的潛在蒸散，都比南半球同緯度地區的要大。 [4]
潛在蒸散的這種緯向分布格局，由於受到太陽輻射之外其他因素的影響，而變得複雜。位於10N到20N的非洲區域，就是一個很好的案例。大氣環流和雲蓋影響着有效能量和水分變化。由於這一地區雲量少，太陽直射多而且持續時間長，所以有效能量尤其充足，這就改變了原有太陽輻射對潛在蒸散的影響。
潛在蒸散是指地表的最大水分損失量，而實際蒸散是在氣候、土壤和植被綜合作用下的實際水汽通量。在很多情況下，實際蒸散往往小於潛在蒸散，它表示實際從地表回到大氣的水汽通量。但是陸面蒸散過程往往受土壤水含量和植被狀態的制約，這導致大陸水汽通量小於海洋。海洋以蒸發形式向大氣輸送水汽，而陸地區域則以實際蒸散形式。海洋的輸送總量是大陸的6倍，其主要原因在于海洋面積大，其表面可以提供無限的水分，並且熱帶地區擁有豐沛的有效能量用於蒸散。