流域总蒸发 total evaporation
流域内陆面蒸发、水面蒸发和植物散发的总称。又称流域蒸散发。在水文学中，通常又指这些蒸发量的总和。陆地上的年降水量有60～70％通过蒸发和散发返回大气，因此总蒸发是水文循环的重要组成要素，它是干旱和半干旱地区水文循环中陆相排水(通过陆地排泄)的主要水文过程。从水量损失角度来说，总蒸发是降雨径流形成过程中唯一损失，是流域水量平衡计算中重要项目之一。流域总蒸发不是靠实测而是通过估算求得，因为在大面积上，各项蒸散发量不可能分别测定。
总蒸发量估算方法 有两种：①水量平衡法。即根据降水、径流、流域蓄水量变化等资料估算总蒸发量。在资料充分而可靠的条件下，它是较好的估算方法，常用来推求多年平均总蒸发量，有较高的精度。但随着计算时段的缩短,运用这种方法,要正确给定时段始末的流域蓄水量是有困难的。②模式计算法。根据土壤含水量的垂直分布，流域总蒸发量的计算用一层模式、两层模式和三层模式。一层模式把可蒸发层作为一个整体，并认为蒸发量同该层土壤含水量成正比。由于模式未计及土壤水分垂向分布，对久旱之后的小雨,土壤水分少,计算的总蒸发量明显偏小。两层模式把可蒸发层分为上、下两层，并认为降雨补给土壤和蒸发消耗土壤水分都是先上层后下层。两层分别遵循各自的蒸发规律：上层以蒸发能力（充分供水条件下的蒸发率）蒸发，直到上层水分耗尽，才由下层土壤水供给；下层蒸发量等于总蒸发能力与上层土壤蒸发量之差值乘以下层土壤实际水分与该层最大含水量之比值。三层模式则在两层模式的基础上加进深层蒸发。当下层土壤水分消耗殆尽，不能满足下层蒸发的最小值时，深层开始蒸发（见土壤蒸发）。
总蒸发能力 指供水充分条件下，单位时段内蒸、散发的水量。估算方法有：①根据水面蒸发量估算，在相同气候条件下，流域总蒸发能力同水面蒸发有密切关系，因此，总蒸发能力可等于水面蒸发量乘以反映水面同流域陆面间热力状况差异的折算系数。这一系数与土壤特性、植物种类和植被度有关，可以根据实验站资料来确定。②根据辐射平衡值估算，总蒸发能力取决于流域地面获得的能量，根据热量平衡原理，总蒸发能力等于流域辐射平衡值、地面与大气间热交换量的净收入量和地面与深层土壤间热交换量的净收入量三者之和除以蒸发潜热。③根据经验公式估算,利用太阳辐射强度,日照时数、风速、温度、湿度等气候资料与实测总蒸发能力建立经验关系。英国水文学家H.L.彭曼提出的下列经验半理论公式得到了广泛应用：
式中Qd为辐射差额值，根据太阳辐射强度、日照历时、气温和湿度确定；E＇ 为假定蒸发面的气温等于水温条件下的水面蒸发量；Δ为饱和水汽压-温度曲线中当温度为气温处的斜率;γ 为干湿球温度表常数,等于0.49;α为水面蒸发转换为流域总蒸发能力的转移系数,为0.6～0.8。彭曼公式是根据热量平衡原理、 空气动力学的理论和水面蒸发经验公式导出，它忽略了地面与深层土壤热交换和地面与大气热交换量，并且假定太阳辐射中的短波成分与日照历时成比例。这种忽略和假定同实际情况不符合。
参考书目
R.K.Linsley,Jr.,et al.,Hydrology for Engineers，3rd ed.，McGraw-Hill，New York，1982.
