因为地球上的海洋、大气、土壤、生物等无一不为水、水汽或冰所充斥，所以地球有时又称作“水行星”。在地球的自然环境（常温、常压）下，水是三相（液态、气态和固态）共存的唯一物质。水的三相既共存，又随时随地不断变化，构成自然界中的水循环。水循环在天气和气候变化中扮演着重要角色，如云、雨、旱涝等。为了做好水循环的监测和预报，重要的一环就是做好蒸发的监测，发生在广阔无垠的大洋上的海面蒸发的监测则是其中最重要也是最困难的。

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。在邻接水面的空气中，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4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根据气象观测寻求蒸发率与气象要素的经验关系，获得蒸发率。例如：

…（1）

式中为海面蒸发率，毫米/年；为经验系数，由试验确定，通常取；为距水面6米处的空气中的实测水汽压，百帕；为气温相应于海面水温的饱和水汽压，百帕；为海面风速，米/秒。还有人把表示成风速和大气稳定度的函数。这表明，海面蒸发率可以由海-气之间的水汽压差、风速和稳定度等大尺度观测量计算得出。这一经验关系又称“块体公式”，是大尺度理论模式常用的关系式。

③借助于水汽湍流扩散理论。1936年，H.U.斯韦尔德鲁普（Harald Ulrik Sverdrup，1888～1957）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（Charles Warren Thornthwaite，1899～1963）和B.霍尔兹曼（B.Holtzman）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，根据近海面气层的特征，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空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：

…（2）

式中和分别为水汽的分子扩散系数和涡动扩散系数；为空气密度；和分别为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；在副热地区的暖海面上，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。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做的分析和计算，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。

美国伍兹豪尔海洋研究所（Woods Hole Oceanographic Institution; WHOI）基于全球再分析资料和块体公式整编计算的一套客观分析海-气通量资料（OAFlux）表明，全球蒸发率的分布与气候带分布较为一致。世界大洋的年平均蒸发量约为1米。此外，大洋西侧的蒸发量高于大洋东侧，在向极的暖流输运区显得更加突出，如黑潮和湾流区的年平均蒸发量最高达3米以上，东澳大利亚海流、厄加勒斯海流和巴西海流等海域次之。

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。