증발은 물질이 액체 또는 고체 상태에서 기체 상태로 전이되는 현상입니다. 증발은 지구상 물 순환의 주요 연결 고리 중 하나일 뿐만 아니라 식물과 동물 유기체의 열 교환에서 가장 중요한 요소입니다.
증발에 상당한 양의 열이 소비됩니다. 지구의 표면약 12.6 1023 J/년, 즉 지구가 흡수하는 태양열의 약 30%입니다. 연중 약 450 ■ 103km3의 물이 세계 해양 표면에서 증발하고 육지 표면에서는 70 ■ 103km3가 증발합니다.
정량적으로 증발은 증발 속도, 즉 단위 시간당 표면 단위에서 증발되는 물의 질량을 특징으로 합니다. 실제적으로 증발 속도는 단위 시간당 증발되는 물층의 높이(밀리미터)로 표현됩니다. 1m2의 면적에서 증발된 1mm 높이의 물층은 1kg 또는 물 1리터의 물 질량에 해당합니다(1mm 물층 = 10m3/ha = 10t/ha).
증발 강도는 기상 요인을 포함한 여러 요인의 영향을 받습니다. 주요한 것은 증발 표면의 온도, 공기 습도 및 바람입니다. Dalton의 법칙에 따르면 증발률 c는 증발하는 표면의 온도로부터 계산한 포화 증기압 Eh와 공기 중의 수증기 분압 e의 차이에 정비례하고, 대기압 R에 반비례합니다.
co = [A(Ex - e)]/P,
여기서 L은 특히 풍속에 따른 비례 계수입니다.
Dalton의 법칙에 따르면 증발 속도는 차이 E\ - e가 증가함에 따라 증가합니다. 즉, 증발 표면의 온도로부터 계산된 공기 습도 부족입니다.
대기압의 영향은 대기압이 증가하면 물 분자가 증발 표면에서 분리되기 어렵게 되기 때문입니다. 지구 표면의 대기압은 상대적으로 작은 한계 내에서 변동하기 때문에 증발 속도에 큰 영향을 미치지 않으며 산악 지역의 다양한 고도에서 증발 속도를 비교할 때 주로 고려됩니다. 다른 모든 조건이 동일할 때 증발 속도는 높이에 따라 증가합니다.
풍속에 대한 증발률의 의존성은 증기의 난류 확산과 관련이 있으며, 이는 바람이 증가함에 따라 더욱 강해집니다.
변동성은 다음을 의미합니다. 최대 금액주어진 기상 조건 하에서 일정 기간 동안 수면이나 물에 잠긴 토양 표면에서 증발할 수 있는 수분(밀리미터)입니다.
러시아의 유럽 지역에서는 열 자원과 공기 건조도가 이 방향으로 증가함에 따라 북서쪽에서 남동쪽으로 증발이 증가합니다. 상트 페테르부르크의 평균 연간 증발율은 320mm, 모스크바에서는 420mm, 아스트라한에서는 850mm입니다. 같은 방향으로 토양에서 가능한 증발량과 실제 증발량의 차이가 증가합니다.
. 물, 토양, 식물 표면에서의 증발
증발 속도는 기상 요인뿐만 아니라 증발 표면의 특성에 따라 달라집니다.
수면에서의 증발은 첫째로 저수지의 크기에 따라 달라집니다. 바람이 주변 땅에서 더 건조한 공기를 가져오기 때문에 작은 수역에서 증발이 더욱 활발해집니다. 둘째, 물의 염도에 따라 달라집니다. 담수에 대한 포화 탄성이 용액에 비해 더 크기 때문에 담수에서 증발이 더 큽니다.
토양 표면의 증발 속도는 여러 요인의 영향을 받습니다. 토양 수분이 증가하면 다른 조건이 동일할 때 증발이 더 크다는 것은 명백합니다. 어두운 토양은 가벼운 토양보다 더 따뜻해지기 때문에 더 많은 수분을 증발시킵니다. 고르지 않은 토양 표면(쟁기질된 밭)에서 증발은 평평한 표면에서보다 더 강렬합니다. 왜냐하면 난류 혼합이 거친 표면에서 더 많이 발생하기 때문입니다.
증발 속도는 토양의 종류에 따라 다릅니다. 모래 토양은 점토 토양보다 증발량이 적고, 이 차이는 모래 입자가 클수록 커집니다. 그리고 모래 알갱이의 직경이 2mm 이상이면 증발이 거의 일어나지 않습니다.
증발 속도는 토양 상태에 따라 달라집니다. 모세혈관이 파괴된 느슨한 토양은 수분이 토양 표면으로 올라가는 좁은 모세관이 있는 조밀한 토양보다 증발량이 적습니다.
P. A. Kostychev는 경작 가능한 토양층이 울퉁불퉁 한 구조를 가지고 있으면 토양 표면에서 증발이 급격히 감소한다고 지적했습니다. 이 경우 물의 상승과 그에 따른 증발은 개별 덩어리 사이에 물의 모세관 운동을 방지하는 큰 통로가 있다는 사실로 인해 복잡해집니다. 반대로, 토양의 분말 또는 먼지 구조는 토양 표면의 증발을 증가시킵니다.
토양에 의한 물의 증발은 지하수의 깊이에 영향을 받습니다. 지하수가 증발면에 가까울수록 증발량이 커집니다.
구호는 풍속의 변화와 토양 온도의 차이를 유발합니다. 고도가 높은 곳에서는 저지대보다 풍속이 더 빨라서 고도가 높아질수록 증발률이 높아집니다. 남쪽 경사면은 북쪽 경사면보다 더 따뜻해 지므로 남쪽 경사면의 증발이 더 강합니다.
식물에 의한 물의 증발을 증산이라고 합니다. 증산은 복잡한 물리적, 생물학적 과정입니다. 토양에서 물을 흡수함으로써 식물은 물을 공급하여 광합성 과정을 보장할 뿐만 아니라 미네랄 영양 성분(용해된 형태)도 공급합니다. 물을 증발시킴으로써 식물은 온도를 낮춥니다.
증산의 강도는 물이나 토양 표면의 물리적 증발과 동일한 기상 요인(기온, 습도, 풍속)에 따라 달라집니다. 물의 증산은 빛 속에서 더 많이 열리는 기공을 통해 발생합니다. 결과적으로 증산도 조명에 따라 달라집니다.
증산의 강도는 식물 발달의 유형과 다양성, 상태 및 단계에 따라 다릅니다.
증산을 위한 물 소비량은 다양한 지표를 통해 표현할 수 있지만 농업 실무에서는 증산 계수, 즉 질량비를 더 자주 사용합니다! 성장기 또는 간기 동안 식물이 건물 덩어리(생물학적 생산량)로 증산하기 위해 소비하는 물.
증산 계수의 값은 성장 조건에 따라 달라집니다. 더 습한 기후와 상당한 양의 비료를 사용하면 증산 계수가 감소합니다. 식물의 환경 조건이 좋을수록 농업 기술이 향상되고 수확량이 많을수록 증산 계수는 낮아집니다.
다양한 저자가 얻은 증산 계수 값은 표 6.1에 나와 있습니다.
증발산량은 증산량, 토양으로부터의 증발량, 강수 기간 동안 식생에 의해 유지된 수분 증발량의 합입니다. 증발산
농업 분야는 기상 조건 외에도 식생 피복의 두께에 따라 결정됩니다. 생물학적 특징농작물, 뿌리층 깊이, 농업재배 기술 등
증발산 성분 간의 관계는 성장 기간 동안 크게 변합니다. 증발하는 잎 표면이 아직 작은 성장기 초기에는 식물 표면보다 토양 표면의 증발량이 더 큽니다. 결과적으로, 증산을 위한 물 소비량은 토양 표면의 물리적 증발량을 초과합니다. 식물량이 증가함에 따라 토양의 음영이 증가하고 식물 간의 공기 교환이 약해지기 때문입니다.
. 일일 및 연간 증발률
활성 표면의 증발은 특히 따뜻한 계절에 뚜렷한 일일 주기를 갖습니다.
일일 주기에서 공기 습도가 부족하면 증발이 일어나고, 온도가 낮아지면 증발이 일어납니다. 증발은 일출 약 1시간 후인 아침에 시작되어 일몰 약 1시간 전인 저녁에 멈춥니다. 밤에는 증발이 거의 0입니다.
최대 증발은 13~14시간에 관찰됩니다. 가장 높은 값증발 표면 온도, 수증기 포화 부족 및 풍속.
연간 증발 과정과 일일 증발 속도는 주로 온도의 영향을 받습니다. 따라서 여름철(6~7월)에 증발량이 가장 많고, 때로는 5월에 증발량이 가장 많으며, 1월이나 12월에 증발량이 가장 적습니다. 봄에는 절대습도가 낮기 때문에 가을보다 증발량이 더 많습니다.
수증기의 응축 및 승화
수증기가 액체 상태로 변하는 것을 응축이라고 합니다. 수증기를 로 변환 고체 상태, 액체상을 우회하는 것을 승화라고 합니다. 수증기의 응축 및 승화는 대기와 활성 표면 모두에서 발생합니다.공기 중에 포함된 수증기는 e > E일 때만 액체 또는 고체 상태로 변합니다. 따라서 응축이나 승화가 시작되려면 공기 중 수증기의 실제 탄성이 포화 탄성을 초과하는 값으로 증가해야 합니다. 기온은 이슬점 아래로 떨어져야 합니다. 육지에서 공기로의 수증기 공급은 제한되어 있으므로 온도 변화에 따라 대기의 포화 상태에 도달합니다. 공기 온도가 이슬점 온도 이하로 떨어지면 포화 압력을 초과하는 과잉 증기가 응축되거나 승화됩니다.
복사에 의한 활성 표면의 냉각과 그에 따른 인접한 공기층의 냉각으로 인해 이슬점 아래로 공기 온도가 감소할 수 있습니다. 연락하다 따뜻한 공기차가운 활성 표면; 서로 다른 온도를 갖는 두 개의 기단을 혼합하는 단계; 공기를 위로 올립니다(4장 참조).
안에 깨끗한 공기포화 탄성이 6~8배 더 높을 때만 물방울(응축물)이 형성되기 시작합니다(이 경우 수증기 분자가 복합체로 결합하여 배아 물방울이 발생합니다). 대기에는 그러한 과포화는 없지만 항상 존재합니다. 큰 숫자응축(승화)의 활성 핵인 다양한 흡습성 입자. 따라서 대기 중 수증기 응축은 이미 100%에 가까운 공기 습도에서 시작됩니다.
지구 표면과 지상 물체의 응축 및 승화 산물. 표면 온도는 물론 공기의 온도와 습도, 이슬, 서리, 서리에 따라 그리고 특정 조건에서는 얼음이 형성될 수 있습니다.
이슬은 0°C 이상의 이슬점 온도에서 토양 표면, 식물 및 기타 물체에 형성되는 작은 물방울입니다. 이슬은 맑고 조용한 밤에 활성 표면의 복사 냉각으로 인해 형성됩니다. 표면과 주변 공기의 온도가 이슬점까지 떨어지고 응축된 증기가 물방울 형태로 표면에 방출됩니다.
이슬은 식물의 수분 공급원으로, 특히 건조한 지역에서 중요합니다. 온대 위도에서는 하룻밤에 0.1~0.5mm(0.1~0.5l/m2)의 강수량이 형성될 수 있습니다. 이슬에 의해 방출되는 연간 수분량은 10~30mm(100~300m3/ha)입니다. 이슬이 형성되면 증발 잠열이 방출되어 냉각 과정이 느려지고 토양이 서리로부터 보호됩니다. 그러나 수확기에는 짚과 곡물이 높은 흡습성으로 인해 젖고 곡물이 잘 타작되지 않으며 짚이 콤바인 탈곡기의 드럼을 막히기 때문에 이슬로 인해 콤바인 작업이 복잡해집니다. 곡물이 익는 동안, 특히 완전히 익는 단계에서 강력하고 오래 지속되는 이슬은 곡물의 "물빠짐"을 유발합니다. 무거운 이슬은 또한 식물에 질병을 일으킬 수 있습니다.
이슬과 유사한 조건에서 물체 표면의 온도가 0°C 이하로 떨어지면 얼음 결정으로 이루어진 서리가 승화하여 형성됩니다. 이 과정은 주로 기온이 반전되는 동안 발생합니다.
고체 퇴적물은 최대 2~3mm 두께의 반투명하고 희끄무레한 얼음 코팅으로, 대류 온난화(종종 안개와 함께 더 따뜻한 공기의 유입) 동안 다양한 차가운 물체의 바람이 불어오는 쪽의 승화로 인해 퇴적됩니다. 여전히 부정적인 상태입니다.
흐린 날씨나 안개 속에서 겨울이 녹는 동안 공기보다 차가운 수직 표면에 액체 침전물이 나타나는 경우가 많고 표면에 "안개가 낀다".
서리는 수증기의 승화(결정성 서리) 또는 과냉각 안개 방울(입상 서리)의 결빙으로 인해 안개가 낀 동안 나뭇가지, 전선 등에 얼음이 쌓이는 현상입니다.
결정질 수빙은 약한 바람과 -15°C의 온도에서 바람이 불어오는 쪽에서 자라는 얼음 결정으로 구성됩니다. 결정의 길이는 일반적으로 1cm를 초과하지 않지만 수cm에 달할 수도 있습니다. 수정체 서리는 바람에 쉽게 떨어지는 푹신한 화환처럼 보입니다.
입상 서리는 안개가 자욱하고 적당히 서리가 내린(최대 -10°C), 주로 바람이 많이 부는 날씨, 특히 산에서 바람이 불어오는 쪽 물체에서 자라는 눈과 같은 느슨한 얼음입니다. 증착된 층의 두께는 수십 센티미터에 달할 수 있습니다(그림 6.3). 이런 경우 나뭇가지가 부러지고, 전선이 끊어지는 등 위험한 기상현상이다.
안개. 지구 표면 바로 위의 공기 중에 부유하는 응축 또는 승화 생성물(또는 둘 다)이 축적되어 안개가 형성됩니다.
안개는 형성 이유에 따라 냉각 안개와 증발 안개로 나뉘는데, 첫 번째 안개가 절대적으로 우세합니다.
냉각은 다음과 같이 발생할 수 있습니다. 다른 조건. 첫째, 공기는 더 따뜻한 아래 표면에서 더 차가운 표면으로 이동하여 결과적으로 차가워질 수 있습니다. 이것은 이류 안개입니다. 둘째, 밑에 있는 표면 자체가 복사에 의해 냉각되기 때문에 공기가 냉각될 수 있습니다. 이것은 방사선 안개입니다.
증발 안개는 가을과 겨울(또는 여름 밤)에 따뜻한 바다 위의 찬 공기 속에서 가장 자주 발생합니다.
안개는 식물의 생명에 있어서 긍정적인 의미와 부정적인 의미를 모두 갖고 있습니다. 이는 활성 표면의 냉각을 억제하므로 늦봄과 초가을 서리 기간 동안 유용할 수 있습니다. 식물 생활의 다른 기간에는 안개, 특히 빈번한 안개가 좋지 않습니다. 식물의 개화기에는 꽃가루의 숙성을 지연시키고 곤충의 비행을 방지하여 수분 및 난소 형성의 생산성을 감소시킵니다. 겨울과 봄 곡물의 하부 노드가 형성되는 동안 조직의 큰 세포 구조를 결정하여 식물의 숙박 저항이 감소할 수 있습니다.
농작물이 형성되고 익는 과정에서 형성된 안개는 저장 중 품질 유지를 저해하고 품질을 저하시키며, 곡물 수확기에 형성된 안개는 곡물의 숙성을 지연시키고 이슬과 마찬가지로 수확 작업을 복잡하게 만듭니다. 이슬과 같은 안개는 곡물의 배수를 유발하고 식물의 질병 발병을 촉진할 수 있습니다. 다음은 밀잎의 습윤 기간과 선형 녹에 의한 손상 강도를 보여줍니다(Peltier에 따르면).
구름. 자유 대기에서 응축 및 승화 생성물이 축적되어 구름이 형성됩니다. 구름 요소(물방울과 결정)의 크기는 너무 작아서 오랫동안 공기 중에 떠다니거나 심지어 상승하는 해류에 의해 위로 올라갑니다.
구름은 기류에 의해 운반됩니다. 주변 공기의 상대습도가 감소하면 구름이 증발합니다.
대부분의 수증기는 바다와 바다 표면에서 대기로 들어갑니다. 이는 특히 지구의 습한 열대 지역에 적용됩니다. 열대 지방에서는 증발량이 강수량을 초과합니다. 고위도에서는 반대 관계가 발생합니다. 일반적으로 전 세계적으로 강수량은 증발량과 거의 같습니다.
증발은 해당 지역의 특정 물리적 특성, 특히 수면과 큰 수역의 온도 및 그곳의 우세한 풍속에 의해 조절됩니다. 바람이 물 표면 위로 불면 습한 공기를 옆으로 운반하고 신선하고 건조한 공기로 대체합니다(즉, 분자 확산에 이류 및 난류 확산이 추가됩니다). 바람이 강할수록 공기의 변화는 더 빨라지고 증발은 더욱 강해집니다.
증발은 공정 속도로 특징지어질 수 있습니다. 증발율 (V)는 단위 표면에서 단위 시간당 증발되는 수층의 밀리미터로 표시됩니다. 포화 부족, 대기압 및 풍속에 따라 다릅니다.
Dalton의 법칙에 따르면 증발 속도는 증발 표면 온도에서의 포화 증기압과 실제 수증기압 간의 차이에 비례합니다.
V = A(E S – e),
여기서 ES는 증발기 온도에서 수증기의 탄성입니다. e는 증발 표면 위의 공기 중 수증기의 실제 탄성입니다. A는 비례 계수입니다.
차이(E S – e)가 클수록 증발이 더 빨리 발생합니다. 증발기 온도가 공기 온도보다 높으면 공기가 이미 포화되었을 때(즉, e = E이고 E일 때) 증발이 계속됩니다.<Е S).
August의 공식에 따르면 증발률은 대기압 p에 반비례합니다.
그러나이 요소는 고도 차이가 커서 대기압이 큰 산에서만 잘 표현됩니다.
증발 속도는 풍속(v)에 따라 달라집니다. 따라서 V를 계산하는 요약 공식은 다음과 같습니다.
실제 조건에서는 증발을 측정하기가 어렵습니다. 증발을 측정하기 위해 다양한 디자인의 증발기 또는 증발 풀(단면적 20m 2 또는 100m 2 및 깊이 2m)이 사용됩니다. 그러나 증발기에서 얻은 값은 실제 물리적 표면의 증발과 동일시될 수 없습니다. 따라서 그들은 계산 방법에 의존합니다. 지표면의 증발은 측정을 통해 더 쉽게 얻을 수 있는 강수량, 유출수 및 토양 수분 함량에 대한 데이터를 기반으로 계산됩니다. 해수면에서의 증발은 전체 방정식에 가까운 공식을 사용하여 계산할 수 있습니다.
실제 증발과 증발은 구별됩니다.
휘발성 – 기존 대기 조건 하에서 특정 지역의 잠재적인 증발.
이는 증발기의 물 표면에서 증발하는 것을 의미합니다. 큰 수역(천연 담수)의 개방된 수면으로부터 증발; 지나치게 습한 토양 표면에서 증발. 증발은 단위 시간당 증발된 물 층의 밀리미터로 표시됩니다.
극지방에서는 증발량이 적다: 약 80mm/년. 이는 여기서 증발 표면의 낮은 온도가 관찰되고 포화 수증기의 압력 ES와 실제 수증기의 압력이 작고 서로 가깝기 때문에 차이(E S – e)가 작기 때문입니다. .
온대 위도에서는 증발량이 변화합니다넓은 범위에 걸쳐 대륙의 북서쪽에서 남동쪽으로 이동할 때 증가하는 경향이 있는데, 이는 같은 방향의 포화 부족이 증가하는 것으로 설명됩니다. 이 유라시아 벨트에서 가장 낮은 값은 대륙 북서쪽에서 관찰됩니다: 400-450mm, 중앙 아시아에서 가장 높은 값(최대 1300-1800mm).
열대 지방에서는증발량은 해안에서는 낮고 내륙 부분에서는 2500~3000mm로 급격히 증가합니다.
적도에서증발은 상대적으로 낮습니다. 포화 부족 값이 작기 때문에 100mm를 초과하지 않습니다.
해양에서의 실제 증발은 증발과 일치합니다. 육지에서는 주로 수분 체계에 따라 훨씬 적습니다. 증발과 강수량의 차이공기 가습 부족을 계산하는 데 사용할 수 있습니다.
대기 중의 물. 물의 성질
물은 지구상 어디에나 있습니다. 바다, 바다, 강, 호수 및 기타 수역은 지구 표면의 71%를 차지합니다. 대기 중에 포함된 물은 세 가지 상(고체, 액체, 기체) 상태로 동시에 존재할 수 있는 유일한 물질입니다.
기상학에서 가장 중요한 물의 물리적 특성은 표 6에 나와 있습니다.
표 6 - 물의 물리적 특성(Rusin, 2008)
기후 형성에 중요한 물의 특성:
· 물은 복사 에너지를 흡수하는 물질입니다.
· 지구상의 다른 물질 중에서 비열 용량이 가장 높은 값 중 하나를 가집니다(이는 육지와 바다의 가열 차이, 토양과 수역 깊숙한 곳의 복사 및 열 침투에 영향을 미칩니다).
· 이상적인 (거의) 용매;
· 물 분자의 쌍극자 구조는 높은 끓는점을 제공합니다(수소 결합이 없으면 끓는점은 -80°C입니다).
수축하는 다른 물질과 달리 얼면 팽창합니다. (물의 최대 밀도는 +4°C의 온도에서 관찰됩니다. 얼음의 밀도는 물의 밀도보다 작습니다. 증류는 1/9, 바다는 1/7, 가벼운 얼음은 물 표면에 떠 있습니다. ).
증발 및 응축 과정 덕분에 물 순환은 대기에서 지속적으로 발생하며 상당한 양이 참여합니다. 평균적으로 장기적인 물 순환은 다음 데이터로 특징지어집니다(표 1):
표 1 - 지구의 물 순환 특성(Matveev, 1976)
| 강수량, mm/년 | 증발, mm/년 | 유출수, mm/년 | |
| 대륙 | |||
| 세계해양 | |||
| 지구 |
연중 바다 표면(3억 6,100만km2)에서 두께 1,127mm(또는 4.07 · 10 17kg의 물)의 물층이 증발하고, 해수 표면에서는 446mm(또는 0.66 · 10 17kg의 물)가 증발합니다. 대륙. 매년 바다에 떨어지는 강수층의 두께는 1024mm(또는 3.69 10 17kg의 물)이고 대륙에서는 700mm(또는 1.04 10 17kg의 물)입니다. 대륙의 강수량은 증발량(254mm 또는 0.38·1017kg의 물)을 크게 초과합니다. 이는 상당한 양의 수증기가 바다에서 대륙으로 도달한다는 것을 의미합니다. 반면, 대륙에서는 증발하지 않은 물(254mm)이 강으로 흘러 바다로 흘러 들어간다. 바다에서는 증발량이 강수량을 103mm 초과합니다. 그 차이는 바다에서 흐르는 물에 의해 보충됩니다.
증발과 휘발성
물은 지구 표면(저수지, 토양)에서 증발하여 대기로 유입됩니다. 이는 생명 과정(식물의 호흡, 신진대사, 증산)에서 살아있는 유기체에 의해 분비됩니다. 그것은 화산 활동, 산업 생산 및 다양한 물질의 산화의 부산물입니다.
증발(보통 물) - 물 표면, 눈, 얼음, 젖은 토양, 대기 중의 물방울 및 결정에서 가장 빠르게 움직이는 분자가 분리되어 대기 중으로 수증기가 유입되는 것입니다.
지표면으로부터의 증발을 증발이라 한다. 물리적 증발. 물리적 증발과 증산이 함께 - 증발산.
증발 과정의 본질은 물 표면이나 습한 토양에서 개별 물 분자를 분리하고 공기를 수증기 분자로 전달하는 것입니다. 공기가 냉각되면 대기에 포함된 증기가 응축됩니다. 수증기의 응축은 승화(액체를 우회하여 물질을 기체에서 고체로 직접 전환하는 과정)를 통해서도 발생할 수 있습니다. 강수에 의해 대기에서 물이 제거됩니다.
액체의 분자는 항상 움직이며, 그 중 일부는 액체 표면을 뚫고 나와 공기 중으로 빠져나갈 수 있습니다. 주어진 온도에서 분자의 이동 속도보다 속도가 빠르고 접착력(분자 인력)을 극복하기에 충분한 분자가 떨어져 나옵니다. 온도가 상승함에 따라 이탈되는 분자의 수가 증가합니다. 증기 분자는 공기에서 액체로 돌아올 수 있습니다. 액체의 온도가 증가하면 액체에서 나가는 분자의 수가 되돌아오는 분자의 수보다 많아집니다. 액체가 증발합니다. 온도를 낮추면 액체 분자가 공기로 전환되는 속도가 느려지고 증기가 응축됩니다. 수증기가 공기에 들어가면 다른 모든 가스와 마찬가지로 특정 압력이 생성됩니다. 물 분자가 공기 중으로 이동함에 따라 공기 중의 증기압이 증가합니다. 이동 평형 상태에 도달하면(액체에서 나가는 분자의 수는 되돌아오는 분자의 수와 동일함) 증발이 멈춥니다. 이 조건을 포화 , 이 상태의 수증기 - 포화 , 그리고 공기 부자 . 포화 수증기의 압력을 불린다. 포화 수증기압 (E) 또는 포화 탄력성 또는 최대 탄력성.
포화 상태에 도달할 때까지 물이 증발하는 과정이 일어나고 액체 위의 수증기 탄성(e)은 최대 탄성보다 작습니다.<Е.
되돌아오는 물 분자의 수가 빠져나가는 물 분자의 수보다 크면 응축 또는 승화 과정이 얼음 위에서 일어납니다: e>E.
포화 수증기의 압력은 다음에 달려 있습니다.
· 기온,
표면의 성질(액체, 얼음)에 따라,
이 표면의 모양에 따라
물의 염도.
대부분의 수증기는 바다와 바다 표면에서 대기로 들어갑니다. 이는 특히 지구의 습한 열대 지역에 적용됩니다. 열대 지방에서는 증발량이 강수량을 초과합니다. 고위도에서는 반대 관계가 발생합니다. 일반적으로 전 세계적으로 강수량은 증발량과 거의 같습니다.
증발은 해당 지역의 특정 물리적 특성, 특히 수면과 큰 수역의 온도 및 그곳의 우세한 풍속에 의해 조절됩니다. 바람이 물 표면 위로 불면 습한 공기를 옆으로 운반하고 신선하고 건조한 공기로 대체합니다(즉, 분자 확산에 이류 및 난류 확산이 추가됩니다). 바람이 강할수록 공기의 변화는 더 빨라지고 증발은 더욱 강해집니다.
증발은 공정 속도로 특징지어질 수 있습니다. 증발율 (V)는 단위 표면에서 단위 시간당 증발되는 수층의 밀리미터로 표시됩니다. 포화 부족, 대기압 및 풍속에 따라 다릅니다.
실제 조건에서는 증발을 측정하기가 어렵습니다. 증발을 측정하기 위해 다양한 디자인의 증발기 또는 증발 풀(단면적 20m 2 또는 100m 2 및 깊이 2m)이 사용됩니다. 그러나 증발기에서 얻은 값은 실제 물리적 표면의 증발과 동일시될 수 없습니다. 따라서 그들은 계산 방법에 의존합니다. 지표면의 증발은 측정을 통해 더 쉽게 얻을 수 있는 강수량, 유출수 및 토양 수분 함량에 대한 데이터를 기반으로 계산됩니다. 해수면에서의 증발은 전체 방정식에 가까운 공식을 사용하여 계산할 수 있습니다.
실제 증발과 증발은 구별됩니다.
휘발성– 기존 대기 조건 하에서 특정 지역의 잠재적인 증발.
이는 증발기의 물 표면에서 증발하는 것을 의미합니다. 큰 수역(천연 담수)의 개방된 수면으로부터 증발; 지나치게 습한 토양 표면에서 증발. 증발은 단위 시간당 증발된 물 층의 밀리미터로 표시됩니다.
극지방에서는 증발량이 적다: 약 80mm/년. 이는 여기서 증발 표면의 낮은 온도가 관찰되고 포화 수증기의 압력 ES와 실제 수증기의 압력이 작고 서로 가깝기 때문에 차이(E S – e)가 작기 때문입니다. .
온대 위도에서는 증발량이 변화합니다넓은 범위에 걸쳐 대륙의 북서쪽에서 남동쪽으로 이동할 때 증가하는 경향이 있는데, 이는 같은 방향의 포화 부족이 증가하는 것으로 설명됩니다. 이 유라시아 벨트에서 가장 낮은 값은 대륙 북서쪽에서 관찰됩니다: 400-450mm, 중앙 아시아에서 가장 높은 값(최대 1300-1800mm).
열대 지방에서는증발량은 해안에서는 낮고 내륙 부분에서는 2500~3000mm로 급격히 증가합니다.
적도에서증발은 상대적으로 낮습니다. 포화 부족 값이 작기 때문에 100mm를 초과하지 않습니다.
해양에서의 실제 증발은 증발과 일치합니다. 육지에서는 주로 수분 체계에 따라 훨씬 적습니다. 증발과 강수량의 차이공기 가습 부족을 계산하는 데 사용할 수 있습니다.
지리적-수문학적 방법을 사용하면 증발과 마찬가지로 증발도 하나의 자연 구역에서도 크게 달라지는 것으로 나타났습니다. 왜냐하면 지구 표면의 태양 복사 흡수는 여러 요인에 따라 달라지기 때문입니다.
북유럽에서는 증발량이 상한선인 연간 약 100mm에 가깝습니다. 남동부 유럽의 건조한 대초원 지대와 지중해 아열대 지방의 건조한 지역에서 증발량은 1200-1300mm에 이르며 수분 부족으로 인한 실제 증발량은 300mm에 불과합니다. 수분 결핍은 600-800mm의 건조 지역에서 강수량과 증발량의 차이입니다.
발트해 지역의 증발량은 300-350mm이고, 러시아 평야의 중앙 지역에서는 400mm입니다.
자연적으로 최대 증발은 사막, 특히 사하라 사막에서 발생합니다. 중앙 부분에서는 4500mm를 초과합니다. 무시할 수 있는 강수량으로 제한되는 증발량은 연간 100mm를 초과하지 않습니다. 여기서 증발을 위해 강수량뿐만 아니라 아틀라스 산맥과 중앙 아프리카 분지에서 흐르는 지하수도 소비됩니다. 잠재 증발량(4500mm)과 실제 증발량(약 100mm)의 차이는 사하라 사막의 건조 정도를 나타냅니다.
가장 큰 증발(약 1200mm)은 중앙 아프리카의 늪 저지대, 즉 차드 호수 유역과 나일강 상류에서 발생합니다. 여기에는 열과 습기가 공급되는 식물이 있습니다. 그들은 지구상에서 식물 질량을 가장 많이 증가시킵니다. 적도 아프리카에서는 연간 1000mm의 물층이 증발합니다.
아마존 분지에서는 증발량이 1200~1500mm이고 아르헨티나 남부에서는 200mm로 떨어집니다. 중앙 아메리카에서는 1000에서 1500mm, 습한 미국 동부에서는 600에서 1000, 대초원에서는 200-300, 캘리포니아에서는 200mm입니다. 힌두스탄과 인도차이나에서는 800-1,000mm, 동아시아에서는 400-600입니다. 중앙 - 100-200. 그리고 아극성 50-100 mm에서. 호주에서 가장 낮은 증발량: 중부 지역은 100-200mm, 동부 지역은 800-1000mm입니다. 1년 동안 총 1020m3의 층이 지구 표면에서 증발하며, 이는 부피 기준으로 518,600km3에 해당합니다. 바다에서 두께는 1260mm 또는 447,900km 3에 도달하고 본토에서는 주변 배수 영역 558mm 또는 71,040km 3 및 내부 배수 영역 240mm를 포함하여 420mm(71,770km3)로 감소합니다. 또는 740-730km 3.
증발 강도 측면에서 해양 표면은 대륙 표면과 크게 다르며 여기에 해양에서의 증발이 증발과 일치한다는 점을 추가해야합니다. 미래에 우리는 대륙 강수량의 대부분이 대륙 내 수분 순환에 의해 전달되는 것이 아니라 바다에서 직접 가져온 수분이라는 것을 알게 될 것입니다.
증발의 일반화된 구역 특성은 다음과 같습니다. 가장 큰 층(최대 2000mm)은 열대 해양에서 증발하는데, 이는 구름 없는 하늘 아래 강렬한 태양 복사와 무역풍에 의한 지속적인 수분 제거로 인해 발생합니다. 이 위도에 있는 육지에서는 태양 복사가 대륙의 수분 순환 과정으로는 충족될 수 없는 높은 증발량을 유발합니다. 그 결과 물의 필요성과 가용성 사이에 급격한 차이가 있는 사막 기후가 탄생했습니다.
적도 지역에서는 흐림과 잔잔한 바람으로 인해 바다와 육지 모두에서 증발량이 1000mm로 감소합니다. 적도 이하 지역에서는 조각수와 지하수 공급에 유리한 현지 조건(차드, 어퍼 나일강)에서 증발량이 토지의 최대치에 도달합니다.
사막 지역의 북반구 온대 지역에서 증발량은 약 200mm 이하, 산림 지역에서는 300~500mm, 툰드라에서는 다시 100mm로 감소합니다. 사막에서는 수분 부족, 툰드라에서는 열 부족으로 인해 증발량이 적습니다.
증발 물이 액체 또는 고체상에서 기체상으로 전이되고 수증기가 대기로 유입되는 것으로 구성됩니다.
증발은 에너지 과정입니다. 이는 단위 시간당 주어진 표면에서 소비될 수 있는 열 에너지의 양에 따라 달라지며 따라서 지구 표면의 열 균형 방정식에 의해 결정됩니다. 바다에서는 태양 복사 에너지의 최대 90%가 증발에 소비됩니다.
증발량을 결정하는 두 번째 기상 조건은 공기의 수분 용량, 건조 정도 또는 습도입니다. 정량적으로 수분 부족이 특징이며, 이는 기온과 바람에 따라 달라집니다. 물론 증발은 물이 있어야만 일어날 수 있습니다. 육지에서는 이 상태가 모든 곳에 존재하는 것은 아니며 항상 그런 것은 아닙니다. 건조 지역은 수분 부족이 특징인 반면, 습한 지역에서는 특정 기간에 수분 부족이 발생할 수 있습니다. 이에 대해 기상학에서는 다음과 같은 개념을 발전시켰다. 변동성(Ec).
휘발성 - 이는 수분 보유량에 의해 제한되지 않고 주어진 기상 조건에서 가능한 최대 증발량입니다. "잠재적 증발"이라는 용어에도 동일하게 적용됩니다.
증발은 지리적 봉투의 가장 중요한 과정 중 하나입니다. 태양열의 대부분을 소비합니다. . 수분 응결 중에 방출되는 증발 잠열은 대기를 가열하며 이것이 대기의 주요 열원입니다. 증발된 수분은 대륙으로 유입되어 강수량을 제공하며, 물의 상전이 중에 열이 흡수되거나 방출되고 대기 순환 중에 재분배됩니다. 증발의 한 유형인 증산은 생물학적 과정과 생물학적 덩어리의 형성에 관여합니다.
증발의 기후적, 특히 생물물리학적 중요성은 공기의 건조 능력을 보여준다는 사실에 있습니다. 즉, 토양에 제한된 수분 보유량으로 증발할 수 있는 양이 많아질수록 건조도는 더욱 두드러집니다. 어떤 곳에서는 사막이 나타나고 다른 곳에서는 일시적인 가뭄이 발생하며 세 번째로 증발이 미미한 곳에서는 침수 조건이 생성됩니다.
북유럽에서는 증발량이 상한선인 연간 약 100mm에 가깝습니다. 남동부 유럽의 건조한 대초원 지대와 지중해 아열대 지방의 건조한 지역에서 증발량은 1200~1300mm에 달하지만 수분 부족으로 인한 실제 증발량은 300mm에 불과합니다. 수분 결핍 - 건조한 지역의 강수량과 증발량의 차이는 약 600-800mm입니다.
자연적으로 최대 증발은 사막, 특히 사하라 사막에서 발생합니다. 중앙 부분은 4500mm를 초과하며, 미미한 강수량으로 제한되는 증발량은 연간 100mm를 초과하지 않습니다. 여기서 증발을 위해 강수량뿐만 아니라 아틀라스 산맥과 중앙 아프리카 분지에서 흐르는 지하수도 소비됩니다. 잠재 증발량(4500mm)과 실제 증발량(약 100mm)의 차이는 사하라 사막의 건조 정도를 나타냅니다.
가장 큰 증발(약 1,200mm)은 중앙아프리카의 늪지대 저지대, 즉 차드 호수와 나일강 상류 유역에서 발생합니다. 여기에 따뜻함과 습기가 제공되는 식물은 지구상에서 식물 질량을 가장 많이 증가시킵니다. 적도 아프리카에서는 연간 1000mm의 물층이 증발합니다.
증발과 증발은 강수량과 열 패턴을 모두 반영합니다. 대기 수분의 유입과 유출의 비율을 대기 가습.
