海面蒸发是海面的水变成水汽而进入大气的过程。

简介

海面的水变成水汽而进入大气的过程。海水蒸发时从海洋吸收了热量，而大气则获得了海洋所损失的这部分热量。因此，海面蒸发不仅是海洋和大气之间进行水分交换和热交换的重要手段,而且是决定海-气界面的水分、热量和盐度的平衡的主要因素。因此，了解海面的蒸发，有助于阐明海水的含盐量和洋流的关系，揭示海上气团变性和大气环流等现象的内在规律。

　　海水的蒸发，与空气中水汽的饱和程度有关。在连接水面的空气中，只要水汽未达饱和状态，海水就不断蒸发。由于饱和水汽压随温度的升高而迅速增大，因此，气温愈高，空气愈能容纳更多的水汽。已经被水汽饱和了的空气，当它流经较暖的海面时，因接触海水而升温，就处于不饱和的状态，有利于海水的蒸发；相反，当暖空气流经冷水面时，遇冷而呈过饱和状态，其中一部分水汽便凝结而形成雾，不利于海水的蒸发。从年平均的情况来看，海面的蒸发量大大超过了凝结量。

　　海面蒸发量的确定，大体上可分为四个方面：

　　① 应用船舶蒸发皿和蒸发计测量。因仪器受船体的影响，皿中的水面结构和周围的条件与实际的海况很不相同，所得的蒸发量缺乏代表性。

　　② 根据气象观测寻求经验关系。获得了蒸发率和气象要素的经验关系。例如：

E=Ka(ew-ea)va(mm/a)

式中E是海面蒸发率，经验常数Ka=0.142，ea表示距水面 6米处的空气中的实测水汽压（毫巴），ew表示气温相应于海面水温的饱和水汽压（毫巴）,va为海面的风速（米/秒）。上式表明，海面蒸发率决定于海-气的水汽压差和风速。

　　③ 借助于水汽湍流扩散理论。1936年，H.U.斯韦尔德鲁普首先应用大气湍流扩散理论求得海面蒸发率的表达式。1939年，C.W.索恩思韦特和B.霍尔兹曼根据海面以上两个高度的湿度差和风速计算蒸发率，误差较大。1940年，R.B.蒙哥马利考虑到海浪的影响，把近海面气层分为 3个副层：底层为层流层，风速随高度作线性变化；中层为过渡层，风速具有光滑面对数廓线形式；上层为湍流层，风速具有充分粗糙面对数廓线形式。这样做对考虑近海面层气动量的输送可能是合理的，但用来讨论水汽输送则不尽适宜。因为动量在输送过程中有一部分被消耗在海浪的产生和破碎上，而水汽输送则无此类损失。根据近海面气层的特征，可把海面蒸发率写成下列的一般表达式:

　　式中D和KE分别是水汽的分子扩散系数和涡动扩散系数；q和qs分别是比湿和水面的饱和比湿。

　　④ 从海面的热量平衡来分析。即从气候学的观点，根据海面的热量平衡方程估算海面蒸发量。一般结果表明，世界大洋的年蒸发量按气候带分布：在赤道海区因空气的湿度高和海风较弱，蒸发量最小；在热带地区的暖海面上，有较干燥的空气的平流，蒸发量最大；在较高纬度地区因温度低，饱和水汽压小，空气容纳水汽的能力低，故纬度愈高蒸发量愈小。世界大洋的平均年蒸发量为 1米。此外，大洋西侧的蒸发量高于大洋东侧，在洋流中的暖流输运区显得更加突出，例如湾流区的平均年蒸发量最高达 3米，黑潮区为 2.3米，东澳大利亚暖流、厄加勒斯暖流和巴西暖流等海域次之。根据1977年中国科学院海洋研究所和地理研究所对渤海、黄海和东海的热平衡所作的分析和计算，这些海区的年平均蒸发量绝大部分大于 1.25米/年，并呈现从东南向西北降低的趋势（见图）。　由于海-气温度差、 湿度差和风速等因素都有季节性的变化，蒸发量也有季节性的变化，并以中纬度大洋西侧最为明显。暖季海面蒸发量偏低，冷季则偏高。中国沿海也是如此。

参考书目

A.Defant,PhysicalOceanography,Pergamon Press，Oxford，1961.