蒸发（evaporation）是指水汽化进入空气的过程。在珊瑚岛上，蒸发表现为水从低洼积水表面（包括叶面下雨截留积水）、地面汽化进入大气中。腾发（transpiration）是植物根系从土壤中吸收水分，然后经由叶面气孔散失的过程。“腾发”在有的资料里又称为“蒸腾”。蒸发和腾发的水量称为“蒸发腾发量”，简称“腾发量”，有的文献也称“蒸散发量”，用ET表示。蒸发和腾发，水分子都必须克服来自内部的阻力和水分子扩散的阻力。因此，蒸发与腾发要消耗能量，这部分能量就是水的汽化潜热，它来自于太阳能。太阳表面温度约6 000 K，以电磁波的形式向外辐射能量。在地球大气层外平均日地距离（1.495×1011 m）处，在垂直于太阳辐射方向上单位面积的辐射照度为1 367 W/m2，此即为太阳常数。但在地球表面接收到的太阳能并不等于太阳常数，因为地球自转的同时绕太阳在一个椭圆轨道上运行，并且赤道平面与黄道平面成23°27′的夹角，所以在地球表面接收到的太阳能与时间和地理位置都有关系。地面接收的太阳能包括太阳短波辐射和大气长波辐射，同时，地面也发生反射和长波辐射。因此，地表接收的能量应从接收的短波、长波辐射中扣除反射和地面辐射部分，从而得到地表接收的净太阳能，这是水面、地表蒸发和植物腾发的驱动力。
（1）水面蒸发
水面蒸发是发生在水体表面的蒸发，包括液态水的汽化和水汽扩散两个阶段。当水面的水分子接收太阳能获得较其他水分子大的动能时，由于无规则热运动，会逸出水面而汽化。接收的太阳能越多，水面温度越高，汽化的水量也越多。汽化的同时，一部分已汽化的水汽分子又返回的水体中，产生凝结，蒸发量就是汽化水量与凝结水量之差。蒸发的另一个阶段是扩散。水分子离开水面后，近水面水分子浓度高，在分压差的作用下会向浓度低的地方扩散；另外，热湿空气的上升、水面风吹，也会使逸出水面的水分子离开水体，这称为“对流扩散”。扩散的结果产生水面蒸发。因此，水面蒸发量与水蒸汽压差、风速等因素有关。对于珊瑚岛上凹地中无流量出入的封闭水体，水面蒸发量可用下式计算：
式中 E——蒸发率，mm/d；
N——经验传质系数，mm·s/（m·kPa·d）；
U2——水面上方2 m高处的平均风速，m/s；
e0和ea——水面饱和蒸汽压与空气蒸汽压，kPa。
经验传质系数由下式计算：
式中 A——水面面积，km2。
e0和ea分别由下式计算：
式中 ts——水面水温，℃；
式中 γ——湿度计常数，取γ＝0.067 482 kPa/℃；
ta和twb——干、湿泡温度，℃；
——空气湿泡温度对应的饱和蒸汽压，kPa，用twb替换tk由式（2.40）计算。
用式（2.38）计算蒸发率需要较多的参数，工程上常用的方法是蒸发皿法：
式中 Ep——蒸发皿测得的蒸发值，mm/d。
各国使用的蒸发皿不尽相同，如美国常用的是美国国家气象局的标准A级蒸发皿，它是一个直径122 cm、高25 cm的金属盆，盆中加入清水深18～20 cm，测量蒸发量。而我国使用的蒸发皿为一口径20 cm、高10 cm的金属圆盘，每日定时放入清水，24 h后测量剩余水量，减少的水量即为蒸发量。由于蒸发皿的水深与蒸发条件和天然水体有差别，所以用蒸发皿的蒸发量测量水体的蒸发量时需要进行修正，即乘以一个系数Ce，称为“蒸发皿系数”，取值0.5～0.8。对于封闭水体如湖泊，常用的年平均蒸发皿系数为0.70～0.75。
（2）地表蒸发
地表蒸发是指土壤孔隙中的水分从地表逸出进入大气中的现象。地表蒸发的机制和水面蒸发相同，但蒸发过程却不一样。无植被的潮湿土壤，蒸发初期当含水量大于持水量时，水分会通过土壤毛细管源源不断地依次从深层土壤上升到地表供给蒸发，这时蒸发速率相对稳定，蒸发量近似于同等气象条件下的水面蒸发量，控制因素为气象条件；随着蒸发的进行，土壤水分逐渐减少变干。当毛细管向上输水能力受到破坏，不能满足稳定蒸发速率的水量时，蒸发速率下降，地表蒸发量减少，直至毛细管与深层水的联系断裂，这一过程的控制因素是土壤含水量；之后，毛细管向上输水机制丧失，土壤孔隙中靠水分子的扩散运动传输水分，蒸发甚微，数量极少。可见，影响地表蒸发的因素很多，除影响水面蒸发的因素外，还有土壤含水量、影响毛细管构成的土壤结构和地表特征，以及地下水埋深等。随着地下水埋深增加，蒸发量逐渐减少，埋深达到一定值后，蒸发量趋于零，这一深度称为“地下水蒸发的极限埋深度”。地表蒸发量的计算方法较多，但相关的资料较少，水文工程中常借助水面蒸发量E（mm/d），采用经验公式计算地表蒸发量Ed（mm/d），即
式中 d——潜水埋深，m；
dJ——潜水蒸发的极限埋深，m，见表2.9；
n——与土壤性质和植被有关的指数，取值1～3。
实践表明，式（2.44）较适合亚黏土、亚沙土等土壤，对于黏土则误差较大。
表2.9 某地潜水蒸发的极限深度
（3）蒸腾
土壤中的水分在渗透压的作用下，进入植物根系，经由干和茎到达叶面，接收太阳能汽化，从叶面气孔逸出，这一过程称为“腾发”或“蒸腾”。蒸腾的结果，产生并维持了从根部至叶片的水压梯度，土壤中的水分便源源不断地输送到叶片，促使蒸腾持续进行。蒸腾是植物生长阶段必然的生理过程，植物的蒸腾量受多种因素的影响。第一是气象，主要是植物接收的太阳光热和风。日照长，辐射强度大，接收的光热多，能提供液态水分汽化的潜热就多，蒸腾量就大；风吹减少水汽分子扩散的阻力，有利于蒸腾。第二是植被特征，包括植被类型、密度、覆盖率和生长期。森林植被比灌木植被蒸腾量大，灌木植被又较草本植被蒸腾量大。高密度、高覆盖率和生长期长的植物蒸腾量大。阔叶植物、深根植物蒸腾量也大，特别是深根植物能从较深的地下吸收地下水维持蒸腾。第三是土壤含水量和地下水埋深，含水量大，埋深浅，蒸腾量大。当土壤含水量很低达到某一极限值时，土壤毛细管中水的表面张力大于根系的渗透压，土壤水便不能进入植物根系，导致蒸腾过程不能正常进行，土壤含水量的这一极限值称为“萎蔫点”。萎蔫点随植物种类而变，但一般取基质势为-1 500 kPa时的土壤水分为大部分植物的永久萎蔫点。当上层土壤的含水量到萎蔫点时，深根植物仍可从深层土壤中吸收地下水，维持生长、蒸腾。通常，草本植物的根系较浅，深度不过几十厘米至1米（草原植被根系），而森林植被的根可达2 m以上，能从地下更深处吸收地下水，这就是森林植被耐旱、蒸腾量大的一个原因。
珊瑚岛纬度低，日照长，辐射强度大，光热充沛，常年有风；岛上多阔叶优势树种，林密根深，植被覆盖面大；地下水埋深又浅，一般地下0.5～2.0 m就见地下水，因而蒸发和蒸腾量都很大，这对珊瑚岛的水量平衡和淡水透镜体的回补计算都是不可忽视的重要因素，直接关系到计算的精度，影响到水资源评价的准确性。
（4）腾发量估算
按照前面的介绍，要确定一个流域、一个地区或一个岛屿的蒸发和蒸腾的水分散失总量，首先应求出各种蒸发面上蒸发和蒸腾量，然后根据各蒸发面积大小累计相加。但是，由于计算域内气象条件复杂，通常情况下地表或多或少都有植被覆盖，地表的蒸发和植被的蒸腾同时进行，分别计算十分困难；从水资源评价考虑，需要计及的是水分散失总量，而不在意究竟是水面蒸发、地表蒸发还是植被蒸腾；另外，蒸发和蒸腾又都有相同的水分散失机制。因此，工程上常将蒸发、蒸腾两者合并一起，从总体上计算流域、区域或海岛的腾发量，以此确定水分散失总量。
腾发量的估算方法有根据能量平衡原理提出的空气动力学法、波文比能量平衡法、空气动力学与能量平衡联立法以及依据植被冠层提出的蒸发散模型等。空气动力学法于1939年由Holzman和Thornthwaise提出，其依据是，在地表大气边界层中存在温度、水汽压和风速等物理量的垂直梯度，由紊流扩散理论可求出潜热和热通量，进而得到腾发量。这种方法要求较多的垂直气象观测参数，对下垫面气象参数观测值的准确度要求高，不适宜大面积应用。波文比能量平衡法假定土壤和植被是一个蒸发界面，水分子可从此面逸出进入大气，由该面垂直方向上的能量平衡和波文比系统的物理量测值，即可计算该区域的潜热通量和相应的腾发量。这一方法计算精度较高，但系统观测条件要求严格，否则会产生较大误差。植被冠层模型可分为单涌源模型、双涌源模型和多涌源模型。单涌源模型适合于估算封闭型冠层的腾发量。封闭型冠层往往由一种或几种优势种构成，各优势种高度大致相同，紧密镶嵌，形成垂直方向的单一冠层，使地面基本被植被冠层封闭，如热带森林、密植农作物和茂密的草坪，这时可视为单一的蒸发散源，故称“单涌源”；但是，对于稀疏的植被冠层，蒸发与蒸腾来自于地表和植物冠层，需要在单涌源模型的基础上进行改进，由此产生了适于单层稀疏型冠层的双涌源模型。单层稀疏型冠层也是由一种或几种优势种在垂直方向构成单一冠层，但在平面上群落稀疏，或呈丛生状，如稀疏林地、干旱草原等；多涌源模型是针对多层封闭型冠层和多层稀疏型冠层在双涌源模型的基础上提出来的，该模型综合考虑了上层植被与底部土壤表面和下层植被与底部土壤表面的蒸发蒸腾作用，将植物群落的潜热通量分为上层植被和下层植被的潜热通量，通过加权求和得到总潜热通量，因而适用于多层封闭型冠层和多层稀疏型冠层。多层封闭型冠层是指植物群落中有多种不同高度的优势种，呈丛生群聚状，使冠层在垂直方向具有多层结构，且地表几乎被覆盖，如热带草原，由乔、灌和草本植物构成多层冠层；多层稀疏型冠层与多层封闭型冠层的植被构成相同，但群落生物量低，地表不能全部覆盖。
在所有腾发量的估算方法中，广泛应用的是空气动力学与能量平衡联立法，其代表是彭曼（Penman）公式及经改进的彭曼-蒙蒂斯（Penman-Monteith）公式。Penman于1948年把能量平衡、质量输送方法结合起来，提出了用比较容易测得的气象等物理参数，计算广阔湿润表面蒸发蒸腾量的公式，即Penman公式。他认为有三种蒸发蒸腾表面：植被覆盖地表、裸地和开阔水面。开阔水面是直接蒸发，比较容易计算，主要是计算水面蒸发。裸地和植被覆盖地表的蒸发和蒸腾，除了与大气条件有关外，还包括土壤和植物特征等一些更复杂的因素。因此，Penman在计算出水面蒸发量后，将计算结果与裸地和植被覆盖地表的蒸发、蒸散量进行比较，得出裸地和植被覆盖地表的蒸发量。计算中必须考虑两个条件，即蒸发潜热所需要的能量和水汽移动必须具有的动力结构。Penman公式正是从这两方面的分析得出的，公式的导出条件是水分充分供给、生长着大面积的相似植物。当水分充分供给时，蒸发面处的水汽是饱和的，植物覆盖层就像一个绿而湿的表面，土壤类型、含水量就不重要了，甚至作物类型和根系深度也成为次要因素，蒸发仅与气象条件有关，这就使蒸发的计算变得较为方便。后来，1965年蒙蒂斯（Monteith）在研究作物的蒸发和蒸腾中引入表面阻力的概念，提出了计算非饱和下垫面蒸发蒸腾的公式，即Penman-Monteith公式，用以计算有植被覆盖地面的蒸腾量。Penman公式和Penman-Monteith公式是目前世界上用于计算腾发量的最为广泛的两个公式。其中，Penman-Monteith公式是一个标准的计算公式，在不改变任何参数，也不必进行地区校正的情况下，即可适用于世界各地，且精度高，可比性好。另外，按适用的冠层类型划分，该公式也是一个单涌源模型。以下介绍Penman-Monteith公式：
式中 ET——蒸散面上的腾发量，mm/d；
Δ——环境温度下饱和水汽压与温度关系曲线的斜率，Pa/℃；
Rn——蒸散面上的太阳净辐射能，J/（m2·d）；
G——土壤热通量，J/（m2·d）；
ρ——环境温度下干空气密度（取值1.2 kg/m3）；
Cp——干空气比热容（取值1 005 J/（kg·K））；
D＝es（tz）-ez——空气饱和气压差，Pa，其中es（tz）、ez分别为蒸散面上方高度z处温度tz对应的饱和水汽压（Pa）和z处的水汽压（Pa）；
ra——扩散阻力，s/m；
L——汽化潜热，J/kg；
γ——干湿球常数；
rc——蒸散面的表面阻力，s/m。
式中的Rn、G、D可以实测，也可以通过计算求得。
蒸散面上的太阳净辐射能Rn（J/（m2·d））的计算：
式中 Rns——蒸散面上净短波辐射，J/（m2·d）；
Rbl——蒸散面长波辐射，J/（m2·d）。
式中 α＝0.23，α2＝0.21，b2＝0.56；
——实际日照时数与最大日照数的比；
Ra——大气顶层太阳一天内的辐射值，J/（m2·d）。(www.xing528.com)
式中 δ——太阳赤纬角，rad；
ωs——太阳时角，rad；
φ——纬度，rad；
dr——日—地相对距离，无量纲。
式中，J为Julian日，是某日在一年中以1月1日为第1日起算的日序数，如1月31日的Julian日是31，而2月1日的Julian日就是（1＋31）为32，4月5日的Julian日是（5＋31＋28＋31）为95，以此类推，这样12月31日的Julian日就是365（平年）。
蒸散面长波辐射：
式中 tz——z处的空气温度，℃；
ez——z处水蒸气压，Pa：
式中 Hm——平均相对湿度，无量纲；
es——饱和水蒸气压，Pa：
式中 tz——z处的空气温度，℃。
饱和水蒸汽压与温度关系曲线的斜率：
式中，Δ的单位为kPa/℃。
干湿计常数：
式中，γ的单位为kPa/℃；P的单位为kPa；L的单位为MJ/kg；或取γ＝67.48 Pa/℃。
水汽化潜热：
式中，L的单位为MJ/kg。
高程H处的气压：
式中，H的单位为m，P的单位为kPa。
由于土壤热通量G（MJ/（m2·d））与土壤蒸发量相比是一个较小的量，所以在缺乏资料时可以予以忽略。如果有条件，可按下式计算：
式中 ti、ti-1——分别为第i天和第i-1天土壤10 cm深处的日平均地温。
热量和水汽由蒸发面向大气传递的空气动力学阻力ra（s/m）和蒸散面的表面阻力rc（s/m）可用下式计算：
式中 zm——测量风速的高度，m；
zh——测量空气湿度的高度，m；
d——地表修正量，m；
z0m——控制动量传输的粗糙高度，m；
z0h——控制热量和水分传输的粗糙高度，m；
k——Karman常数，k＝0.41；
uz——高度z处的风速，m/s。
d、z0m、z0h可由植物冠层高度h（m）分别用下式计算：
考虑一草本植被，假定植物冠层高度为0.12 m，湿度、风速的测量高度为2 m，由式（2.60）可算得空气动力学阻力为：γa＝208/u2。
表面阻力表示植物蒸腾和土壤表面蒸发所受到的阻力，对茂密的完全覆盖地表的植被，可用下式计算表面阻力：
式中 rl——具有良好光照的单个叶片整体气孔阻力的平均值，s/m，该值与植物种类、品种和生长期有关，并受太阳辐射、温度和空气饱和气压差和土壤含水量的影响。
LATac为活动叶面指数。对于稠密的草本植被，经修剪，LAIac用下式计算：
通常在水分充分的条件下，单叶片的气孔阻力大约为100 s/m，仍以草本植物冠层高度0.12 m为例，这时草的表面阻力可计算如下：
空气动力学阻力ra（s/m）还可用如下公式计算：
式中，ur（m/s）为参照高度zr（m）处的风速；地表修正量d和冠层表面粗糙度z0的值可用下式近似估算：
式中，h为冠层高（m）；式（2.67）用于一般植物群落；式（2.68）用于森林群落。蒸散面的表面阻力rc（s/m）也用下式计算：
式中，D＝es（tz）-ez为空气饱和气压差，hPa；LAI为叶面积指数，表示单位面积的土壤表面所覆盖的总叶片面积，表征植物群落叶片生长的旺盛程度，一般通过测量获得，也可用经验公式计算，如经修剪的稠密草本植被LAI＝24 h，不过经验公式的局限性很大。
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