Avdunstning är övergången av ett ämne från flytande eller fast tillstånd till gasformigt tillstånd. Avdunstning är en av de viktigaste länkarna i vattnets kretslopp på jordklotet, liksom den viktigaste faktorn för värmeväxling i växt- och djurorganismer.
En betydande mängd värme spenderas på avdunstning, uppgår till jordens yta cirka 12,6 1023 J/år, eller cirka 30 % av solvärmen som absorberas av jorden. Under året avdunstar cirka 450 ■ 103 km3 vatten från världshavets yta och 70 ■ 103 km3 från landytan.
Kvantitativt kännetecknas avdunstning av avdunstningshastigheten - mängden vatten som förångas från en yta per tidsenhet. För praktiska ändamål uttrycks avdunstningshastigheten av höjden (i millimeter) på det vattenlagret som avdunstats per tidsenhet. Ett vattenlager 1 mm högt, avdunstat från en yta på 1 m2, motsvarar en vattenmassa på 1 kg eller 1 liter vatten (1 mm vattenlager = 10 m3/ha = 10 t/ha).
Avdunstningens intensitet påverkas av många faktorer, inklusive meteorologiska. De viktigaste är temperaturen på den förångande ytan, luftfuktighet och vind. Enligt Daltons lag är förångningshastigheten c direkt proportionell mot skillnaden mellan det mättade ångtrycket Eh beräknat från temperaturen på den förångande ytan och partialtrycket för vattenångan e i luften, och är omvänt proportionell mot atmosfärstrycket R
co = [A (Ex - e)]/P,
där L är en proportionalitetskoefficient, i synnerhet beroende på vindhastighet.
Av Daltons lag följer att avdunstningshastigheten kommer att öka när skillnaden E\ - e ökar, d.v.s. luftfuktighetsunderskottet beräknat från temperaturen på den förångande ytan.
Inverkan av atmosfärstrycket beror på att dess ökning gör det svårt för vattenmolekyler att separera från den förångande ytan. På grund av att atmosfärstrycket vid jordens yta fluktuerar inom relativt små gränser, påverkar det inte avdunstningshastigheten nämnvärt och beaktas främst när man jämför avdunstningshastigheten på olika höjder i bergsområden. Allt annat lika ökar avdunstningshastigheten med höjden.
Förångningshastighetens beroende av vindhastigheten är förknippad med den turbulenta diffusionen av ånga, som blir mer intensiv när vinden ökar.
Volatilitet betyder högsta belopp fukt i millimeter, som under givna meteorologiska förhållanden kan avdunsta från vattenytan eller från ytan av vattensjuk jord under vilken tidsperiod som helst.
I den europeiska delen av Ryssland ökar avdunstningen från nordväst till sydost, eftersom termiska resurser och lufttorrhet ökar i denna riktning. Den genomsnittliga årliga förångningshastigheten i St Petersburg är 320 mm, i Moskva - 420, i Astrakhan - 850 mm. I samma riktning ökar skillnaden mellan möjlig och faktisk avdunstning från marken.
. INDUNSTNING FRÅN YTAN AV VATTEN, JORD OCH VÄXTER
Avdunstningshastigheten beror inte bara på meteorologiska faktorer, utan också på egenskaperna hos den förångande ytan.
Avdunstning från vattenytan beror för det första på reservoarens storlek. Avdunstning från små vattenmassor är mer aktiv, eftersom vinden tar med sig torrare luft från det omgivande landet. För det andra beror det på vattnets salthalt. Avdunstning från sötvattenförekomster är större, eftersom mättnadselasticiteten över sötvatten är större än över lösning.
Avdunstningshastigheten från markytan påverkas av många faktorer. Det är uppenbart att med en ökning av markfuktigheten, allt annat lika, blir avdunstningen större. Mörka jordar värmer upp mer än ljusa jordar och avdunstar därför mer fukt. Avdunstning från en ojämn jordyta (plöjt fält) är mer intensiv än från en plan, eftersom turbulent blandning är mer utvecklad över en grov yta.
Avdunstningshastigheten beror också på typen av jord. Sandjordar avdunstar mindre än lerjordar, och denna skillnad är större ju större sandpartiklarna är. Och när diametern på sandkorn är mer än 2 mm sker praktiskt taget ingen avdunstning.
Avdunstningshastigheten påverkas av markens tillstånd. Lös jord med förstörda kapillärer avdunstar mindre än tät jord med smala kapillärer genom vilka fukt stiger upp till jordytan.
P. A. Kostychev noterade att avdunstning från markytan minskar kraftigt om åkerjordsskiktet har en klumpig struktur. I det här fallet kompliceras uppkomsten av vatten och följaktligen dess avdunstning av det faktum att det mellan de enskilda klumparna finns stora passager som förhindrar kapillärrörelser av vatten. Tvärtom orsakar jordens pulverformiga eller dammiga struktur ökad avdunstning från jordytan.
Jordens avdunstning av vatten påverkas av grundvattnets djup. Ju närmare grundvattnet ligger den förångande ytan, desto större avdunstning.
Relief orsakar förändringar i vindhastighet och skillnader i marktemperatur. På högre höjder är vindhastigheterna högre än på låglandet, vilket resulterar i högre avdunstningshastigheter på högre höjder. Sluttningar med sydlig exponering värms upp mer än nordliga, så avdunstning på sydsluttningar är mer intensiv.
Växternas avdunstning av vatten kallas transpiration. Transpiration är en komplex fysisk och biologisk process. Genom att absorbera vatten från jorden förser växten sig inte bara med vatten, vilket säkerställer fotosyntesprocessen, utan också med mineralnäringselement (i löst form). Genom att förånga vatten sänker växten sin temperatur.
Transpirationens intensitet beror på samma meteorologiska faktorer som fysisk avdunstning från vattenytan eller jordytan: lufttemperatur och luftfuktighet, vindhastighet. Transpiration av vatten sker genom stomata, som öppnar sig mer i ljuset. Följaktligen beror transpirationen också på belysning.
Intensiteten av transpirationen beror på typen och sorten, tillståndet och fasen av växtutvecklingen.
Vattenförbrukning för transpiration kan uttryckas genom olika indikatorer, men i jordbrukspraxis används oftare transpirationskoefficienten - massförhållandet! vatten som förbrukas av en växt för transpiration till torrsubstansmassan (biologisk avkastning) under växtsäsongen eller interfasperioden.
Värdet på transpirationskoefficienten varierar beroende på odlingsförhållandena: i ett fuktigare klimat och med betydande doser av gödningsmedel minskar transpirationskoefficienten. Ju bättre miljöförhållanden för växter, desto högre jordbruksteknik och ju större skörd, desto lägre transpirationskoefficient.
Värdena på transpirationskoefficienter som erhållits av olika författare anges i tabell 6.1.
Evapotranspiration är summan av transpiration, avdunstning från marken och avdunstning av fukt som hålls kvar av vegetation under nederbörd. Evapotranspiration
jordbruksfält, förutom väderförhållandena, bestäms av tjockleken på vegetationstäcket, biologiska egenskaper jordbruksgrödor, rotskiktets djup, jordbruksodlingsteknik m.m.
Förhållandet mellan komponenterna i evapotranspiration förändras avsevärt under växtsäsongen. I början av växtsäsongen, när den förångande bladytan fortfarande är liten, är avdunstningen från jordytan större än från växtytan. Därefter överstiger vattenförbrukningen för transpiration fysisk avdunstning från markytan, eftersom när fytomassan ökar ökar skuggningen av jorden och luftutbytet mellan växter försvagas.
. DAGLIG OCH ÅRLIG AVDUNGNINGSHASTIGHET
Avdunstning från den aktiva ytan har en uttalad daglig cykel, särskilt under den varma årstiden.
I den dagliga cykeln följer avdunstning underskottet av luftfuktighet, som i sin tur följer temperaturen. Avdunstningen börjar på morgonen, cirka 1 timme efter soluppgången, och slutar på kvällen, cirka 1 timme före solnedgången. På natten är avdunstningen praktiskt taget noll.
Maximal avdunstning observeras vid 13...14 timmar, när de når högsta värden avdunstande yttemperatur, underskott på vattenångans mättnad och vindhastighet.
Det årliga avdunstningsförloppet, liksom dygnstakten, påverkas huvudsakligen av temperaturen. Därför sker den största avdunstningen under sommarmånaderna (juni - juli), ibland i maj och minst i januari eller december. På våren, på grund av låg absolut luftfuktighet, är avdunstningen större än på hösten.
KONDENSATION OCH SUBLIMERERING AV VATTENÅNGA
Övergången av vattenånga till flytande tillstånd kallas kondensation. Omvandling av vattenånga till fast tillstånd, som går förbi vätskefasen, kallas sublimering. Kondensation och sublimering av vattenånga sker både i atmosfären och på den aktiva ytan.Vattenånga som finns i luften förvandlas till ett flytande eller fast tillstånd först när e > E. För att kondensering eller sublimering ska börja måste alltså antingen den faktiska elasticiteten för vattenångan i luften öka till ett värde som överstiger mättnadselasticiteten, eller lufttemperaturen ska falla under daggpunkten. Tillförseln av vattenånga till luften över land är begränsad, så ett mättnadstillstånd i atmosfären uppnås när temperaturen ändras. När lufttemperaturen sjunker under daggpunktstemperaturen, kondenseras eller sublimeras överskottsånga som överstiger mättnadstrycket.
En minskning av lufttemperaturen under daggpunkten är möjlig på grund av kylning av den aktiva ytan genom strålning och efterföljande kylning av intilliggande luftlager; Kontakt varm luft med en kall aktiv yta; blanda två luftmassor med olika temperaturer; höja luften uppåt (se kapitel 4).
I Ren luft vattendroppar (kondensat) börjar bildas först när mättnadselasticiteten är 6...8 gånger högre (i detta fall uppstår embryonala droppar som ett resultat av kombinationen av vattenångmolekyler till komplex). Det finns ingen sådan övermättnad i atmosfären, men det finns det alltid stort antal olika hygroskopiska partiklar som är aktiva kondensationskärnor (sublimering). Därför börjar kondensationen av vattenånga i atmosfären redan vid en luftfuktighet nära 100 %.
Produkter av kondensation och sublimering på jordens yta och på markföremål. Beroende på yttemperaturen samt luftens temperatur och fuktighet kan dagg, frost, frost och under vissa förhållanden bildas is.
Dagg är små droppar vatten som bildas på markytan, på växter och på andra föremål vid en daggpunktstemperatur över 0 "C. Dagg bildas på grund av strålningskylning av den aktiva ytan under klara, tysta nätter, då temperaturen på ytan och den omgivande luften sjunker till daggpunkten och den kondenserade ångan frigörs på ytan i form av vattendroppar.
Dagg är en viss fuktresurs för växter, särskilt viktig i torra områden. På tempererade breddgrader kan 0,1...0,5 mm (0,1...0,5 l/m2) nederbörd bildas på en natt; den årliga mängden fukt som frigörs av dagg är 10...30 mm (100...300 m3/ha). Bildandet av dagg åtföljs av frigörandet av latent förångningsvärme, som ett resultat av vilket kylningsprocessen saktar ner och jorden skyddas mot frost. Men under skördeperioden komplicerar dagg arbetet med skördetröskor, eftersom halm och spannmål, på grund av sin höga hygroskopicitet, blir blöta, spannmålen är dåligt tröskad och halmen täpper till trösktröskans trummor. Stark, långvarig dagg under spannmålsmognad, och speciellt i fasen av full mognad, orsakar "dränering" av spannmålen. Kraftig dagg kan också orsaka sjukdomar hos växter.
Under förhållanden som liknar dagg, men när temperaturen på ytan av föremål sjunker under 0 °C, bildas frost bestående av iskristaller genom sublimering. Denna process sker främst under en inversion av lufttemperaturen.
Fast avlagring är en genomskinlig, vitaktig isig beläggning upp till 2...3 mm tjock, avsatt på grund av sublimering på vindsidorna av olika kalla föremål under advektiv uppvärmning (ett inflöde av varmare luft, ofta med dimma) och lufttemperaturen förblir negativ.
Under vintern tinar i molnigt väder eller dimma, uppstår ofta en flytande beläggning på vertikala ytor som är kallare än luften, och ytorna "dimmar".
Frost är avsättning av is på trädgrenar, trådar etc. under dimma som ett resultat av sublimering av vattenånga (kristallin frost) eller frysning av underkyld dimma (kornig frost).
Kristallin rim består av iskristaller som växer på lovartsidan i svaga vindar och temperaturer på -15 °C. Längden på kristallerna överstiger vanligtvis inte 1 cm, men kan nå flera centimeter. Kristallin frost ser ut som fluffiga girlanger som lätt faller sönder i vinden.
Granulär frost är snöliknande, lös is som växer på vindsidan av föremål i dimmigt, måttligt frostigt (upp till -10 ° C), mestadels blåsigt väder, särskilt i bergen. Tjockleken på det avsatta lagret kan nå flera tiotals centimeter (fig. 6.3). I sådana fall är detta ett farligt meteorologiskt fenomen, då trädgrenar går sönder, ledningar går sönder osv.
Dimmor. En ansamling av kondensations- eller sublimeringsprodukter (eller båda) svävande i luften direkt ovanför jordens yta bildar dimma.
Beroende på orsakerna till deras bildande delas dimmor in i kyldimmor och förångningsdimma, varav den första absolut dominerar.
Kylning kan ske med olika förutsättningar. För det första kan luft flytta från en varmare underliggande yta till en kallare och svalna som ett resultat. Dessa är advektiva dimmor. För det andra kan luften svalna eftersom själva den underliggande ytan kyls av strålning. Dessa är strålningsdimma.
Avdunstningsdimma förekommer oftast på hösten och vintern (eller sommarnätter) i kall luft över varmare, öppet vatten.
Dimmor har både positiva och negativa betydelser i växtlivet. De kan vara användbara under perioden med frost på sen vår och tidig höst, eftersom de hämmar kylningen av den aktiva ytan. Under andra perioder av växtlivet är dimma, särskilt frekventa sådana, ogynnsamma. Under växternas blomningsperiod fördröjer de mognaden av pollen och förhindrar insekternas flygning, vilket minskar produktiviteten av pollinering och äggstocksbildning. Under bildandet av den nedre internoden av vinter- och vårkorn bestämmer de vävnadens storcellsstruktur, vilket leder till att växternas motstånd mot logi kan minska.
Dimmor som bildas vid bildning och mognad av jordbruksgrödor försämrar deras hållbarhet under lagring och försämrar kvaliteten, medan dimma som bildas under spannmålsskördsperioden fördröjer spannmålens mognad och, liksom dagg, försvårar skördearbetet. Dimmor, som dagg, kan få spannmål att "tömma" och stimulera utvecklingen av sjukdomar hos växter. Följande visar varaktigheten av fuktning av veteblad och intensiteten av skador på dem av linjär rost (enligt Peltier).
Moln. Ansamlingen av kondens- och sublimeringsprodukter i den fria atmosfären bildar moln. Storleken på molnelement - droppar och kristaller - är så små att de förblir svävande i luften under lång tid eller till och med förs uppåt av stigande strömmar.
Moln bärs av luftströmmar. Om den relativa luftfuktigheten i den omgivande luften minskar förångas molnen.
Det mesta av vattenångan kommer in i atmosfären från ytan av haven och oceanerna. Detta gäller särskilt fuktiga, tropiska områden på jorden. I tropikerna överstiger avdunstningen nederbörden. På höga breddgrader uppstår det motsatta förhållandet. I allmänhet, över hela jordklotet, är mängden nederbörd ungefär lika med avdunstning.
Avdunstningen regleras av vissa fysiska egenskaper hos området, i synnerhet temperaturen på vattenytan och stora vattenmassor, och de rådande vindhastigheterna där. När vinden blåser över vattenytan bär den den fuktade luften åt sidan och ersätter den med frisk, torrare luft (d.v.s. advektion och turbulent diffusion läggs till molekylär diffusion). Ju starkare vinden är, desto snabbare växlar luften och desto intensivare avdunstning.
Avdunstning kan karakteriseras av processens hastighet. Förångningshastighet (V) uttrycks i millimeter vattenskikt som avdunstats per tidsenhet från en enhetsyta. Det beror på mättnadsunderskottet, atmosfärstrycket och vindhastigheten.
Avdunstningshastigheten, enligt Daltons lag, är proportionell mot skillnaden mellan mättnadsångtrycket vid temperaturen på den förångande ytan och det faktiska vattenångtrycket:
V = A(E S – e),
där E S är elasticiteten för vattenånga vid förångarens temperatur; e är den faktiska elasticiteten för vattenånga i luften ovanför den förångande ytan; A är proportionalitetskoefficienten.
Ju större skillnad (E S – e), desto snabbare sker avdunstningen. Om förångarens temperatur är högre än lufttemperaturen, fortsätter förångningen när luften redan är mättad (dvs när e = E och E<Е S).
Enligt Augusts formel är förångningshastigheten omvänt proportionell mot atmosfärstrycket p:
Men denna faktor är väl uttryckt endast i bergen, där det finns en stor skillnad i höjd, och därför i atmosfärstryck.
Avdunstningshastigheten beror också på vindhastigheten (v). Sålunda är sammanfattningsformeln för att beräkna V:
Avdunstning är svår att mäta under verkliga förhållanden. För att mäta avdunstning används förångare av olika konstruktioner eller förångningspooler (med en tvärsnittsarea på 20 m 2 eller 100 m 2 och ett djup på 2 m). Men de värden som erhålls från förångare kan inte likställas med förångning från en verklig fysisk yta. Därför tillgriper de beräkningsmetoder: avdunstning från markytan beräknas utifrån data om nederbörd, avrinning och markfuktighet, som är lättare att få fram genom mätningar. Avdunstning från havsytan kan beräknas med formler nära den övergripande ekvationen.
Man skiljer på faktisk avdunstning och avdunstning.
flyktighet – potentiell avdunstning i ett givet område under befintliga atmosfäriska förhållanden.
Detta innebär antingen avdunstning från vattenytan i förångaren; avdunstning från den öppna vattenytan i en stor vattenmassa (naturligt sötvatten); avdunstning från ytan av alltför fuktig jord. Avdunstning uttrycks i millimeter av lagret av avdunstat vatten per tidsenhet.
I polära områden är avdunstningen låg: ca 80 mm/år. Detta beror på det faktum att låga temperaturer på den förångande ytan observeras här, och trycket av mättad vattenånga E S och det faktiska trycket av vattenånga är små och nära varandra, därför är skillnaden (ES – e) liten .
På tempererade breddgrader förändras avdunstningenöver ett brett intervall och tenderar att öka vid förflyttning från nordväst till sydost om kontinenten, vilket förklaras av en ökning av mättnadsunderskottet i samma riktning. De lägsta värdena i detta bälte i Eurasien observeras i nordvästra kontinenten: 400–450 mm, de högsta (upp till 1300–1800 mm) i Centralasien.
I tropikerna avdunstningen är låg vid kusterna och ökar kraftigt i inlandet till 2500–3000 mm.
Vid ekvatorn avdunstning är relativt låg: överstiger inte 100 mm på grund av det låga värdet av mättnadsunderskottet.
Faktisk avdunstning på haven sammanfaller med avdunstning. På land är det betydligt mindre, främst beroende på fuktregimen. Skillnad mellan avdunstning och nederbörd kan användas för att beräkna luftfuktningsunderskott.
Vatten i atmosfären. Vattens egenskaper
Vatten finns överallt på jorden. Hav, hav, floder, sjöar och andra vattendrag upptar 71 % av jordens yta. Vatten, som finns i atmosfären, är det enda ämne som kan finnas där i alla tre fastillstånden (fast, flytande och gasformig) samtidigt.
De viktigaste fysikaliska egenskaperna hos vatten för meteorologi presenteras i tabell 6.
Tabell 6 - Vattens fysiska egenskaper (Rusin, 2008)
Vattenegenskaper viktiga för klimatbildning:
· vatten är en absorbator av strålningsenergi;
· har ett av de högsta värdena för specifik värmekapacitet bland andra ämnen på jorden (detta påverkar skillnaden i uppvärmning av land och hav, penetration av strålning och värme djupt in i marken och vattendragen);
· idealiskt (nästan) lösningsmedel;
· den dipolära (bipolära) strukturen hos vattenmolekyler ger en hög kokpunkt (utan vätebindningar skulle kokpunkten vara -80°C).
Expanderar sig vid frysning, till skillnad från andra ämnen som drar ihop sig. (den maximala densiteten för vatten observeras vid en temperatur på +4°C; isens densitet är mindre än vattentätheten: destillerat med 1/9, havet med 1/7; lättare is flyter på vattenytan ).
Tack vare processerna för avdunstning och kondensering sker vattenkretsloppet kontinuerligt i atmosfären, i vilken en betydande massa av det deltar. I genomsnitt kännetecknas det långsiktiga vattnets kretslopp av följande data (tabell 1):
Tabell 1 - Karakteristika för vattnets kretslopp på jorden (Matveev, 1976)
| Nederbörd, mm/år | Avdunstning, mm/år | Avrinning, mm/år | |
| Kontinenter | |||
| Världshavet | |||
| Jorden |
Ett vattenlager 1127 mm tjockt (eller 4,07 10 17 kg vatten) avdunstar från havsytan (361 miljoner km 2) under året och 446 mm (eller 0,66 10 17 kg vatten) från ytan av havet kontinenter. Tjockleken på nederbördslagret som faller per år på haven är 1024 mm (eller 3,69 10 17 kg vatten), på kontinenterna - 700 mm (eller 1,04 10 17 kg vatten). Mängden nederbörd på kontinenterna överstiger avsevärt avdunstning (med 254 mm, eller 0,38·10 17 kg vatten). Det betyder att en betydande mängd vattenånga når kontinenterna från haven. Å andra sidan rinner vatten som inte har avdunstat på kontinenterna (254 mm) ut i floder och vidare ut i havet. På haven överstiger avdunstningen (med 103 mm) mängden nederbörd. Skillnaden fylls på av vattenavrinning från haven.
Avdunstning och flyktighet
Vatten kommer in i atmosfären som ett resultat av avdunstning från jordens yta (reservoarer, jord); det utsöndras av levande organismer i livets process (andning, metabolism, transpiration i växter); det är en biprodukt av vulkanisk aktivitet, industriell produktion och oxidation av olika ämnen.
avdunstning(vanligtvis vatten) - inträde av vattenånga i atmosfären på grund av separationen av de snabbast rörliga molekylerna från ytan av vatten, snö, is, våt jord, droppar och kristaller i atmosfären.
Avdunstning från jordens yta kallas fysisk avdunstning. Fysisk avdunstning och transpiration tillsammans - evapotranspiration.
Kärnan i förångningsprocessen är separationen av enskilda vattenmolekyler från vattenytan eller från fuktig jord och överföringen av luft som vattenångmolekyler. Ångan som finns i atmosfären kondenseras när luften svalnar. Kondensation av vattenånga kan också ske genom sublimering (processen för direkt övergång av ett ämne från gasformigt till fast, förbigående vätska). Vatten avlägsnas från atmosfären genom nederbörd.
Molekylerna i en vätska är alltid i rörelse, och några av dem kan bryta igenom vätskans yta och fly ut i luften. De molekyler lossnar vars hastighet är högre än molekylernas rörelsehastighet vid en given temperatur och är tillräcklig för att övervinna vidhäftningskrafterna (molekylär attraktion). När temperaturen stiger ökar antalet molekyler som lossnar. Ångmolekyler kan återgå från luft till vätska. När temperaturen på en vätska ökar blir antalet molekyler som lämnar den större än antalet som återvänder, d.v.s. vätskan avdunstar. Att sänka temperaturen saktar ner övergången av vätskemolekyler till luft och gör att ånga kondenserar. Om vattenånga kommer in i luften skapar den, precis som alla andra gaser, ett visst tryck. När vattenmolekyler rör sig i luften ökar ångtrycket i luften. När ett tillstånd av mobil jämvikt uppnås (antalet molekyler som lämnar vätskan är lika med antalet molekyler som återvänder), upphör förångningen. Detta tillstånd kallas mättnad , vattenånga i detta tillstånd – mättande , och luften rik . Vattenångans tryck vid mättnad kallas mättat vattenångtryck (E), eller mättnadselasticitet, eller maximal elasticitet.
Tills mättnadstillståndet uppnås sker vattenavdunstningsprocessen, och elasticiteten för vattenånga (e) ovanför vätskan är mindre än den maximala elasticiteten: e<Е.
Om antalet återkommande vattenmolekyler är större än antalet flyktiga, så sker kondensation eller sublimering (ovanför isen): e>E.
Trycket av mättad vattenånga beror på
· lufttemperatur,
på ytans beskaffenhet (vätska, is),
på formen av denna yta,
vattnets salthalt.
Det mesta av vattenångan kommer in i atmosfären från ytan av haven och oceanerna. Detta gäller särskilt fuktiga, tropiska områden på jorden. I tropikerna överstiger avdunstningen nederbörden. På höga breddgrader uppstår det motsatta förhållandet. I allmänhet, över hela jordklotet, är mängden nederbörd ungefär lika med avdunstning.
Avdunstningen regleras av vissa fysiska egenskaper hos området, i synnerhet temperaturen på vattenytan och stora vattenmassor, och de rådande vindhastigheterna där. När vinden blåser över vattenytan bär den den fuktade luften åt sidan och ersätter den med frisk, torrare luft (d.v.s. advektion och turbulent diffusion läggs till molekylär diffusion). Ju starkare vinden är, desto snabbare växlar luften och desto intensivare avdunstning.
Avdunstning kan karakteriseras av processens hastighet. Förångningshastighet (V) uttrycks i millimeter vattenskikt som avdunstats per tidsenhet från en enhetsyta. Det beror på mättnadsunderskottet, atmosfärstrycket och vindhastigheten.
Avdunstning är svår att mäta under verkliga förhållanden. För att mäta avdunstning används förångare av olika konstruktioner eller förångningspooler (med en tvärsnittsarea på 20 m 2 eller 100 m 2 och ett djup på 2 m). Men de värden som erhålls från förångare kan inte likställas med förångning från en verklig fysisk yta. Därför tillgriper de beräkningsmetoder: avdunstning från markytan beräknas utifrån data om nederbörd, avrinning och markfuktighet, som är lättare att få fram genom mätningar. Avdunstning från havsytan kan beräknas med formler nära den övergripande ekvationen.
Man skiljer på faktisk avdunstning och avdunstning.
flyktighet– potentiell avdunstning i ett givet område under befintliga atmosfäriska förhållanden.
Detta innebär antingen avdunstning från vattenytan i förångaren; avdunstning från den öppna vattenytan i en stor vattenmassa (naturligt sötvatten); avdunstning från ytan av alltför fuktig jord. Avdunstning uttrycks i millimeter av lagret av avdunstat vatten per tidsenhet.
I polära områden är avdunstningen låg: ca 80 mm/år. Detta beror på det faktum att låga temperaturer på den förångande ytan observeras här, och trycket av mättad vattenånga E S och det faktiska trycket av vattenånga är små och nära varandra, därför är skillnaden (ES – e) liten .
På tempererade breddgrader förändras avdunstningenöver ett brett intervall och tenderar att öka vid förflyttning från nordväst till sydost om kontinenten, vilket förklaras av en ökning av mättnadsunderskottet i samma riktning. De lägsta värdena i detta bälte i Eurasien observeras i nordvästra kontinenten: 400–450 mm, de högsta (upp till 1300–1800 mm) i Centralasien.
I tropikerna avdunstningen är låg vid kusterna och ökar kraftigt i inlandet till 2500–3000 mm.
Vid ekvatorn avdunstning är relativt låg: överstiger inte 100 mm på grund av det låga värdet av mättnadsunderskottet.
Faktisk avdunstning på haven sammanfaller med avdunstning. På land är det betydligt mindre, främst beroende på fuktregimen. Skillnad mellan avdunstning och nederbörd kan användas för att beräkna luftfuktningsunderskott.
Användningen av den geografiskt-hydrologiska metoden har visat att avdunstning, liksom avdunstning, varierar mycket även i en naturlig zon, eftersom absorptionen av solstrålning av jordytan beror på många faktorer.
I norra Europa ligger avdunstningen nära sin övre gräns – avdunstning – cirka 100 mm per år. I den torra stäppzonen i sydöstra Europa, såväl som i de torra regionerna i Medelhavets subtroper, når avdunstning 1200-1300 mm, och faktisk avdunstning på grund av brist på fukt är bara 300 mm. Fuktbrist är skillnaden mellan nederbörd och avdunstning i torra zoner på 600-800 mm.
I Baltikum är avdunstningen 300-350 mm och i de centrala delarna av den ryska slätten 400 mm.
Maximal avdunstning sker naturligt i öknar, särskilt i Sahara. I dess centrala delar överstiger den 4500 mm. Avdunstningen, begränsad av den försumbara mängden nederbörd, överstiger inte 100 mm per år. Här förbrukas inte bara nederbörd för avdunstning, utan också grundvatten som strömmar från Atlasbergen och från den centralafrikanska bassängen. Skillnaden mellan potentiell (4500) och faktisk (ca 100 mm) avdunstning uttrycker graden av torrhet i Sahara.
Den största avdunstningen (cirka 1200 mm) sker i det sumpiga låglandet i Centralafrika - i bassängen av Tchadsjön och övre Nilen. Växter försedda med värme och fukt här. De producerar den största ökningen av växtmassa på jorden. I ekvatorialafrika avdunstar ett vattenlager på 1000 mm per år.
I Amazonasbassängen är avdunstningen från 1200 till 1500 mm, och i södra Argentina sjunker den till 200 mm. I Centralamerika från 1000 till 1500 mm, i det fuktiga östra USA från 600 till 1000, i prärierna 200-300 mm och i Kalifornien 200 mm. I Hindustan och Indokina 800-1 000 mm, i Östasien 400-600. i Central - 100-200. och i subpolären 50-100 mm. Den lägsta avdunstningen i Australien: 100-200 mm i centrala och 800-1000 mm i östra. Under loppet av ett år avdunstar totalt 1020 m3 från jordens yta, vilket i volymetrisk termer motsvarar 518 600 km3. På havet når dess tjocklek 1260 mm, eller 447 900 km 3, och på fastlandet minskar den till 420 mm (71 770 km 3), inklusive i perifera dräneringsområden 558 mm, eller 71 040 km 3, och i interna dräneringsområden 240 mm , eller 740-730 km 3.
När det gäller avdunstningens intensitet skiljer sig oceanytan kraftigt från den kontinentala ytan Till detta ska läggas att avdunstning på haven sammanfaller med avdunstning. I framtiden kommer vi att se att huvuddelen av nederbörden på kontinenterna är fukt som kommer direkt från havet och inte levereras av intrakontinentala fuktcirkulationer.
De generaliserade zonegenskaperna för avdunstning är följande: det största lagret (upp till 2000 mm) avdunstar i de tropiska haven, vilket orsakas av intensiv solstrålning under molnfri himmel och kontinuerligt avlägsnande av fukt av passadvindar. På land på dessa breddgrader orsakar solstrålning så hög avdunstning som inte kan tillfredsställas av processerna för kontinental fuktcirkulation. Resultatet är ett ökenklimat med en skarp skillnad mellan behov och tillgång på vatten.
I ekvatorialzonen, på grund av molnighet och lugn, minskar avdunstningen till 1000 mm både på havet och på land. I den subekvatoriala zonen, under lokala gynnsamma förhållanden för tillförsel av uthugget och underjordiskt vatten (Tchad, Upper Nile), når avdunstning ett maximalt värde för mark.
I den tempererade zonen på norra halvklotet i ökenzonen är förångningen cirka 200 mm eller mindre, i skogszonen - från 300 till 500 mm, och i tundran minskar den igen till 100 mm. I öknar orsakas låg avdunstning av brist på fukt, i tundran - av brist på värme.
avdunstning består i övergången av vatten från flytande eller fast fas till gasfas och inträde av vattenånga i atmosfären.
Avdunstning är en energiprocess. Det beror på mängden termisk energi som kan förbrukas på en given yta per tidsenhet, och bestäms därför av värmebalansekvationen på jordens yta. På haven går upp till 90 % av solstrålningens energi till avdunstning.
Det andra meteorologiska tillståndet som bestämmer mängden avdunstning är luftens fuktkapacitet, graden av torrhet eller fuktighet. Kvantitativt kännetecknas den av ett fuktunderskott, som i sin tur beror på lufttemperaturen och i mindre utsträckning på vind. Naturligtvis kan avdunstning endast ske i närvaro av vatten. På land är detta tillstånd inte närvarande överallt och inte alltid: torra zoner kännetecknas av ett fuktunderskott, medan det i fuktiga zoner kan finnas brist på fukt under vissa perioder. I detta avseende har meteorologi utvecklat begreppet volatilitet (Ec).
flyktighet - detta är den maximala möjliga avdunstning under givna meteorologiska förhållanden, inte begränsad av fuktreserver. Detsamma gäller begreppet "potentiell avdunstning".
Avdunstning är en av de viktigaste processerna i det geografiska höljet. Den förbrukar det mesta av solvärmen . Det latenta förångningsvärmet, som frigörs under fuktkondensering, värmer atmosfären, och detta är den huvudsakliga värmekällan för atmosfären. Förångad fukt kommer in i kontinenterna och ger dem nederbörd Under fasövergångar av vatten absorberas eller frigörs värme, och under atmosfärisk cirkulation omfördelas den. En typ av avdunstning, transpiration, är involverad i biologiska processer och bildandet av biologisk massa.
Den klimatiska och framför allt biofysiska betydelsen av avdunstning ligger i det faktum att den visar luftens torkförmåga: ju mer den kan avdunsta med begränsade fuktreserver i jorden, desto mer uttalad är torrheten. På vissa ställen leder detta till uppkomsten av öknar, på andra orsakar det tillfällig torka, och för det tredje, där avdunstning är försumbar, skapas vattensjuka förhållanden.
I norra Europa ligger avdunstningen nära sin övre gräns – avdunstning – cirka 100 mm per år. I den torra stäppzonen i sydöstra Europa, såväl som i de torra regionerna i Medelhavets subtroper, når avdunstningen 1200 - 1300 mm, men den faktiska avdunstning på grund av brist på fukt är bara 300 mm. Fuktbrist - skillnaden mellan nederbörd och avdunstning i torra zoner är cirka 600-800 mm.
Maximal avdunstning sker naturligtvis i öknar, särskilt i Sahara. I dess centrala delar överstiger den 4500 mm Avdunstning, begränsad av en obetydlig mängd nederbörd, överstiger inte 100 mm per år. Här förbrukas inte bara nederbörd för avdunstning, utan också grundvatten som strömmar från Atlasbergen och från den centralafrikanska bassängen. Skillnaden mellan potentiell (4500 mm) och faktisk (ca 100 mm) avdunstning uttrycker graden av torrhet i Sahara.
Den största avdunstningen (cirka 1 200 mm) sker i det sumpiga låglandet i Centralafrika - i Tchadsjön och övre Nilen. Växter som här förses med värme och fukt ger den största ökningen av växtmassan på jorden. I ekvatorialafrika avdunstar ett vattenlager på 1000 mm per år.
Avdunstning och avdunstning speglar både nederbörds- och värmemönster. Förhållandet mellan inflöde och utflöde av luftfuktighet kallas luftfuktning.
