估算蒸发的理论与方法，一直受到十分广泛的重视。水文学家、气象学家、地理学家、农学家、林学家、环境科学家、生态科学家等，都在各自的领域中从事水分蒸发的研究，并且在理论推导和精密测定这两大轨道上，平行地发展着蒸发的研究。目前，各类理论解析和经验估算的模型不下数十种，由此也能显示出蒸发在自然环境中的关键作用。以下我们略述估算蒸发的各类方法，详细介绍见罗森贝格(Rosenberg)等在1983年所出版的专著。

　　1.水分平衡法

　　已知：

　　蒸发＝(降水量＋灌溉量)－径流量－下渗量

　　－土壤贮水变化

　　只要能够把等号右边各项准确地测定或计算出来，即可得出蒸发的数量。该方法的精确程度，在理论基础上是不存在问题的，例如VanBavel等人已在1968年进一步对下渗量和土壤水分的变化作了较深入的研究。Davidson等人又将该法作了改进，得出了更加符合于实际的蒸发数值。

　　2.质量传输法

　　1800年，道尔顿(Dolton)为解决蒸发量的计算，建立了一个方程，用以计算水汽压函数的蒸发，这就是著名的道尔顿方程：

　　E=f(e0-ea) (8.21)

　　式中E为水分蒸发量，f为一个经验确定的常数，它是作为风的关系函数而体现的；e0为蒸发表面的水汽压，ea为蒸发面之上某高度处空气的实际水汽压。

　　道尔顿方程既简单又明确，但在实际应用上却是困难的，因为很不容易确定e0。直到本世纪60年代，应用了红外辐射方法及遥感技术，测出了表面温度，才有可能准确获得e0。

　　由于道尔顿方程的物理意义十分明确，不少人采纳了它的基本思路，例如

　　罗温尔(Rohwer)在1931年将道尔顿方程变型为

　　E=(0.44 0.118μ)(e0-ea) (8.22)

　　彭曼(Penman)在1948年建议改成为：

　　E==0.40(e0-ea)(1 0.17u2) (8.23)

　　上二式中u为风速，u2为表面以上2米高度处的风速。

　　哈伯克(Harbeck)在1962年对于水库表面的蒸发量，应用了道尔顿方程的改写形式：

　　E=Nu2(e0-ea) (8.24)

　　其中N为一个系数，它与水库的面积有关；e0将使用处于水表面温度Ts时的es代替。

　　3.空气动力学方法

　　在近地表空气层中，由于乱流扩散的作用，产生了3个垂直通量，分别针对不同的传输对象，在传输方式上遵循着基本的规律：

　　上式中ρa为空气密度，Cp为空气定压比热，Km、Kh和Kv分别为动量

　　化。倘若承认“雷诺相似”是真确的，则可假定Km=Kh=Kv，于是上面的蒸发计算才成为可能。近年来，对于Km=Kh=Kv的假定，详细地研究了在不同大气稳定度和其他条件下的适用状况，使得空气动力学方法更趋完善。

　　在此类方法中，我们可以举出桑斯威特和霍尔兹曼(Thornth-waite和Holzman)在1942年所拟定的表达式：

　　在有植物层存在的条件下，粗糙的植物表面尚须加以计算上的订正，此时z将用z-d代替，d称为“零表面位移”。

　　4.涡度相关法

　　早在1951年，斯威巴克(Swinbank)就提出用“涡度相关”的理论估算热量和水汽的垂直通量。在充分的乱流层中，平均向上的通量F为：
　　本文标题：水平衡方程的推导(6)
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