บทที่ 8
น้ำในบรรยากาศ
การระเหยและความผันผวน
น้ำซึ่งเป็นส่วนหนึ่งของอากาศอยู่ในสถานะก๊าซ ของเหลว และของแข็ง มันเข้าสู่อากาศเนื่องจากการระเหยจากพื้นผิวของแหล่งน้ำและพื้นดิน (การระเหยทางกายภาพ) และการคายน้ำ (การระเหยโดยพืช) ซึ่งเป็นกระบวนการทางกายภาพและทางชีวภาพ ชั้นผิวของอากาศที่อุดมสมบูรณ์
ข้าว. 37. ค่าการระเหยเฉลี่ยต่อปีจากพื้นผิวด้านล่าง (มม./ปี)
ไอน้ำจะเบาขึ้นและลอยสูงขึ้น เนื่องจากอุณหภูมิของอากาศที่เพิ่มขึ้นลดลงอะเดียแบติก ปริมาณไอน้ำในนั้นจึงเป็นไปได้สูงสุดในที่สุด การควบแน่นหรือการระเหิดของไอน้ำเกิดขึ้น เมฆก่อตัวขึ้น และจากไอน้ำเหล่านั้น ฝนก็ตกสู่พื้นดิน นี่คือวิธีที่วัฏจักรของน้ำเกิดขึ้น ไอน้ำในบรรยากาศจะเกิดขึ้นใหม่โดยเฉลี่ยทุกๆ แปดวันโดยประมาณ การเชื่อมโยงที่สำคัญในวัฏจักรของน้ำคือการระเหยซึ่งประกอบด้วยการเปลี่ยนน้ำจากสถานะของเหลวหรือของแข็งของการรวมตัว (การระเหิด) ไปเป็นสถานะก๊าซและการเข้ามาของไอน้ำที่มองไม่เห็นไปในอากาศ
การระเหยแสดงปริมาณน้ำที่ระเหยตามจริงเมื่อเทียบกับ เป็น-
1 อากาศชื้นจะเบากว่าอากาศแห้งเล็กน้อยเนื่องจากมีความหนาแน่นน้อยกว่า ตัวอย่างเช่น อากาศที่อิ่มตัวด้วยไอน้ำที่อุณหภูมิ 0° และความดัน 1,000 mb จะมีความหนาแน่นน้อยกว่าอากาศแห้ง - 3 กรัม/เมตร (0.25%) ที่อุณหภูมิสูงขึ้นและมีความชื้นสูงขึ้นตามลำดับ ความแตกต่างนี้จะเพิ่มขึ้น
ความสามารถในการทะยาน- การระเหยที่เป็นไปได้สูงสุด ไม่จำกัดโดยความชื้นสำรอง ดังนั้น เหนือมหาสมุทร การระเหยจึงเกือบเท่ากับการระเหย ความเข้มหรือ อัตราการระเหยคือปริมาณน้ำเป็นกรัมที่ระเหยจากพื้นผิว 1 ซม. ต่อวินาที (V=r/cm2 ต่อ s) การวัดและคำนวณการระเหยเป็นงานที่ยาก ดังนั้นในทางปฏิบัติ การระเหยจึงถูกนำมาพิจารณาโดยอ้อม - ตามขนาดของชั้นน้ำ (หน่วยเป็นมม.) ที่ระเหยในช่วงเวลาที่นานขึ้น (วัน, เดือน) ชั้นน้ำสูง 1 มม. จากพื้นที่ 1 ม. เท่ากับมวลน้ำ 1 กก. ความเข้มของการระเหยจากผิวน้ำขึ้นอยู่กับปัจจัยหลายประการ: 1) อุณหภูมิของพื้นผิวการระเหย: ยิ่งสูงเท่าไหร่ความเร็วของการเคลื่อนที่ของโมเลกุลก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้นและยิ่งจำนวนพวกมันแตกออกจากพื้นผิวและเข้าสู่มากขึ้นเท่านั้น อากาศ; 2) จากลม: ยิ่งความเร็วมากขึ้นการระเหยก็จะยิ่งรุนแรงขึ้นเนื่องจากลมพัดพาอากาศที่มีความชื้นอิ่มตัวออกไปและนำอากาศแห้งเข้ามา 3) จากการขาดความชื้น: ยิ่งมากการระเหยก็จะยิ่งเข้มข้น; 4) ต่อความดัน: ยิ่งมีมาก การระเหยก็จะน้อยลง เนื่องจากโมเลกุลของน้ำจะแยกตัวออกจากพื้นผิวการระเหยได้ยากขึ้น
เมื่อพิจารณาการระเหยจากพื้นผิวดินจำเป็นต้องคำนึงถึงคุณสมบัติทางกายภาพเช่นสี (ดินสีเข้มระเหยน้ำได้มากขึ้นเนื่องจากความร้อนสูง) องค์ประกอบทางกล (ดินร่วนมีความสามารถในการอุ้มน้ำและอัตราการระเหยสูงกว่าดินร่วนปนทราย ดิน) ความชื้น (มากกว่า ดินยิ่งแห้งการระเหยก็ยิ่งอ่อนแอ) สิ่งสำคัญอีกอย่างคือตัวบ่งชี้ เช่น ระดับน้ำใต้ดิน (ยิ่งสูง การระเหยก็จะยิ่งมากขึ้น) ความโล่งใจ (ในที่สูงอากาศจะเคลื่อนที่ได้มากกว่าในที่ราบลุ่ม) ธรรมชาติของพื้นผิว (หยาบเมื่อเปรียบเทียบกับเรียบจะมีการระเหยที่ใหญ่กว่า พื้นที่) พืชพรรณ ซึ่งช่วยลดการระเหยของดิน อย่างไรก็ตาม พืชเองก็ระเหยน้ำจำนวนมากโดยนำมาจากดินโดยใช้ระบบราก ดังนั้นโดยทั่วไปแล้วอิทธิพลของพืชพรรณจึงมีความหลากหลายและซับซ้อน
ความร้อนถูกใช้ไปกับการระเหยซึ่งส่งผลให้อุณหภูมิของพื้นผิวการระเหยลดลง สิ่งนี้มีความสำคัญอย่างยิ่งสำหรับพืช โดยเฉพาะอย่างยิ่งในละติจูดเส้นศูนย์สูตร-เขตร้อน ซึ่งการระเหยจะช่วยลดความร้อนสูงเกินไป ซีกโลกใต้มหาสมุทรเย็นกว่าซีกโลกเหนือส่วนหนึ่งด้วยเหตุผลเดียวกัน
การระเหยรายวันและรายปีมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับอุณหภูมิของอากาศ ดังนั้นจึงสังเกตการระเหยสูงสุดในระหว่างวัน -
ปรากฏประมาณเที่ยงและแสดงได้ดีเฉพาะในฤดูร้อนเท่านั้น ในการระเหยประจำปี ค่าสูงสุดจะเกิดขึ้นในเดือนที่ร้อนที่สุด และค่าต่ำสุดในเดือนที่หนาวที่สุด ในการกระจายทางภูมิศาสตร์ของการระเหยและความผันผวนนั้น ขึ้นอยู่กับอุณหภูมิและปริมาณน้ำสำรองเป็นหลัก การแบ่งเขต(รูปที่ 37)
ในเขตเส้นศูนย์สูตร การระเหยและการระเหยของมหาสมุทรและพื้นดินเกือบจะเท่ากันและมีค่าประมาณ 1,000 มิลลิเมตรต่อปี
ในละติจูดเขตร้อน ค่าเฉลี่ยรายปีจะสูงสุด แต่ค่าการระเหยสูงสุด - สูงถึง 3,000 มม. - ถูกสังเกตเหนือกระแสน้ำอุ่นและการระเหยที่ 3,000 มม. - ในทะเลทรายเขตร้อนของทะเลทรายซาฮารา, อาระเบีย, ออสเตรเลียโดยมีการระเหยจริงประมาณ 100 มม.
ในละติจูดพอสมควรเหนือทวีปยูเรเซียและอเมริกาเหนือ การระเหยจะน้อยลงและค่อยๆ ลดลงจากใต้สู่เหนือเนื่องจากอุณหภูมิที่ต่ำกว่าและภายในประเทศเนื่องจากความชื้นสำรองในดินลดลง (ในทะเลทรายสูงถึง 100 มม.) ในทางกลับกัน การระเหยในทะเลทรายมีค่าสูงสุด - สูงถึง 1,500 มม./ปี
ในละติจูดขั้วโลก การระเหยและการระเหยมีขนาดเล็ก - 100 - 200 มม. และเหมือนกันกับน้ำแข็งในทะเลอาร์กติกและธารน้ำแข็งบนบก
น้ำซึ่งเป็นส่วนหนึ่งของอากาศอยู่ในสถานะก๊าซ ของเหลว และของแข็ง มันเข้าสู่อากาศเนื่องจากการระเหยจากพื้นผิวของแหล่งน้ำและพื้นดิน (การระเหยทางกายภาพ) และการคายน้ำ (การระเหยโดยพืช) ซึ่งเป็นกระบวนการทางกายภาพและทางชีวภาพ ชั้นผิวของอากาศที่อุดมด้วยไอน้ำจะเบาลงและลอยขึ้นด้านบน เนื่องจากอุณหภูมิของอากาศที่เพิ่มขึ้นลดลงอะเดียแบติก ปริมาณไอน้ำในนั้นจึงเป็นไปได้สูงสุดในที่สุด การควบแน่นหรือการระเหิดของไอน้ำเกิดขึ้น เมฆก่อตัวขึ้น และจากไอน้ำเหล่านั้นก็ตกตะกอนลงบนพื้น นี่คือวิธีที่วัฏจักรของน้ำเกิดขึ้น ไอน้ำในบรรยากาศจะเกิดขึ้นใหม่โดยเฉลี่ยทุกๆ แปดวันโดยประมาณ การเชื่อมโยงที่สำคัญในวัฏจักรของน้ำคือการระเหยซึ่งประกอบด้วยการเปลี่ยนน้ำจากสถานะของเหลวหรือของแข็งของการรวมตัว (การระเหิด) ไปเป็นสถานะก๊าซและการเข้ามาของไอน้ำที่มองไม่เห็นไปในอากาศ
ข้าว. 37. ค่าการระเหยเฉลี่ยต่อปีจากพื้นผิวด้านล่าง (มม./ปี)
อากาศชื้นจะเบากว่าอากาศแห้งเล็กน้อยเนื่องจากมีความหนาแน่นน้อยกว่า ตัวอย่างเช่น อากาศที่อิ่มตัวด้วยไอน้ำที่อุณหภูมิ 0° และความดัน 1,000 mb จะมีความหนาแน่นน้อยกว่าอากาศแห้ง - 3 กรัม/เมตร (0.25%) ที่อุณหภูมิสูงขึ้นและมีความชื้นสูงขึ้นตามลำดับ ความแตกต่างนี้จะเพิ่มขึ้น
การระเหยแสดงปริมาณน้ำที่ระเหยจริง ตรงข้ามกับการระเหย - ปริมาณการระเหยสูงสุดที่เป็นไปได้ ไม่ถูกจำกัดด้วยความชื้นสำรอง ดังนั้น เหนือมหาสมุทร การระเหยจึงเกือบเท่ากับการระเหย ความเข้มข้นหรืออัตราการระเหยคือปริมาณน้ำเป็นกรัมที่ระเหยจากพื้นผิว 1 ซม. 2 ต่อวินาที (V = g/cm 2 ต่อวินาที) การวัดและคำนวณการระเหยเป็นงานที่ยาก ดังนั้นในทางปฏิบัติ การระเหยจึงถูกนำมาพิจารณาโดยอ้อม - ตามขนาดของชั้นน้ำ (หน่วยเป็นมม.) ที่ระเหยในช่วงเวลาที่นานขึ้น (วัน, เดือน) ชั้นน้ำสูง 1 มม. จากพื้นที่ 1 ม. เท่ากับมวลน้ำ 1 กก. ความเข้มของการระเหยจากผิวน้ำขึ้นอยู่กับปัจจัยหลายประการ: 1) อุณหภูมิของพื้นผิวการระเหย: ยิ่งสูงเท่าไหร่ความเร็วของการเคลื่อนที่ของโมเลกุลก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้นและยิ่งจำนวนพวกมันแตกออกจากพื้นผิวและเข้าสู่มากขึ้นเท่านั้น อากาศ; 2) จากลม: ยิ่งความเร็วมากขึ้นการระเหยก็จะยิ่งรุนแรงขึ้นเนื่องจากลมพัดพาอากาศที่มีความชื้นอิ่มตัวออกไปและนำอากาศแห้งเข้ามา 3) จากการขาดความชื้น: ยิ่งมากการระเหยก็จะยิ่งเข้มข้น; 4) ต่อความดัน: ยิ่งมีมาก การระเหยก็จะน้อยลง เนื่องจากโมเลกุลของน้ำจะแยกตัวออกจากพื้นผิวการระเหยได้ยากขึ้น
เมื่อพิจารณาการระเหยจากพื้นผิวดินจำเป็นต้องคำนึงถึงคุณสมบัติทางกายภาพเช่นสี (ดินสีเข้มระเหยน้ำได้มากขึ้นเนื่องจากความร้อนสูง) องค์ประกอบทางกล (ดินร่วนมีความสามารถในการอุ้มน้ำและอัตราการระเหยสูงกว่าดินร่วนปนทราย ดิน) ความชื้น (มากกว่า ดินยิ่งแห้งการระเหยก็ยิ่งอ่อนแอ) สิ่งสำคัญอีกอย่างคือตัวบ่งชี้ เช่น ระดับน้ำใต้ดิน (ยิ่งสูง การระเหยก็จะยิ่งมากขึ้น) ความโล่งใจ (ในที่สูงอากาศจะเคลื่อนที่ได้มากกว่าในที่ราบลุ่ม) ธรรมชาติของพื้นผิว (หยาบเมื่อเปรียบเทียบกับเรียบจะมีการระเหยที่ใหญ่กว่า พื้นที่) พืชพรรณ ซึ่งช่วยลดการระเหยของดิน อย่างไรก็ตาม พืชเองก็ระเหยน้ำจำนวนมากโดยนำมาจากดินโดยใช้ระบบราก ดังนั้นโดยทั่วไปแล้วอิทธิพลของพืชพรรณจึงมีความหลากหลายและซับซ้อน
ความร้อนถูกใช้ไปกับการระเหยซึ่งส่งผลให้อุณหภูมิของพื้นผิวการระเหยลดลง สิ่งนี้มีความสำคัญอย่างยิ่งสำหรับพืช โดยเฉพาะอย่างยิ่งในละติจูดเส้นศูนย์สูตร-เขตร้อน ซึ่งการระเหยจะช่วยลดความร้อนสูงเกินไป ซีกโลกใต้มหาสมุทรเย็นกว่าซีกโลกเหนือส่วนหนึ่งด้วยเหตุผลเดียวกัน
การระเหยรายวันและรายปีมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับอุณหภูมิของอากาศ ดังนั้นการระเหยสูงสุดในระหว่างวันจะสังเกตได้ประมาณเที่ยงและแสดงได้ดีเฉพาะในฤดูร้อนเท่านั้น ในการระเหยประจำปี ค่าสูงสุดจะเกิดขึ้นในเดือนที่ร้อนที่สุด และค่าต่ำสุดในเดือนที่หนาวที่สุด การแบ่งเขตสังเกตได้จากการกระจายตัวทางภูมิศาสตร์ของการระเหยและความผันผวน ซึ่งขึ้นอยู่กับอุณหภูมิและปริมาณน้ำสำรองเป็นหลัก (รูปที่ 37)
ในเขตเส้นศูนย์สูตร การระเหยและการระเหยของมหาสมุทรและพื้นดินเกือบจะเท่ากันและมีค่าประมาณ 1,000 มิลลิเมตรต่อปี
ในละติจูดเขตร้อน ค่าเฉลี่ยรายปีจะสูงสุด แต่ค่าการระเหยสูงสุด - สูงถึง 3,000 มม. - ถูกสังเกตเหนือกระแสน้ำอุ่นและการระเหยที่ 3,000 มม. - ในทะเลทรายเขตร้อนของทะเลทรายซาฮารา, อาระเบีย, ออสเตรเลียโดยมีการระเหยจริงประมาณ 100 มม.
ในละติจูดพอสมควรเหนือทวีปยูเรเซียและอเมริกาเหนือ การระเหยจะน้อยลงและค่อยๆ ลดลงจากใต้สู่เหนือเนื่องจากอุณหภูมิที่ต่ำกว่าและภายในประเทศเนื่องจากความชื้นสำรองในดินลดลง (ในทะเลทรายสูงถึง 100 มม.) ในทางกลับกัน การระเหยในทะเลทรายมีค่าสูงสุด – สูงถึง 1,500 มม./ปี
ในละติจูดขั้วโลก การระเหยและการระเหยจะต่ำ - 100–200 มม. และเหมือนกันกับน้ำแข็งในทะเลอาร์กติกและธารน้ำแข็งบนบก
ไอน้ำเข้าสู่บรรยากาศโดยการระเหยจากพื้นผิวด้านล่างและการคายน้ำโดยพืช การระเหยขึ้นอยู่กับการขาดความชื้นและความเร็วลม การระเหยต้องใช้ความร้อนมาก ดังนั้น 600 แคลอรีจึงจำเป็นต่อการระเหยน้ำ 1 กรัม
การระเหยจากมหาสมุทรที่ละติจูดทั้งหมดมีค่ามากกว่าการระเหยจากพื้นดินอย่างมีนัยสำคัญ การระเหยในมหาสมุทรสามารถสูงถึง 3,000 มม. ต่อปี ในขณะที่บนบกสูงสุดคือ 1,000 มม.
ความแตกต่างในการกระจายตัวของการระเหยตามละติจูดนั้นพิจารณาจากความสมดุลของรังสีและปริมาณความชื้นของดินแดน โดยทั่วไปในทิศทางจากเส้นศูนย์สูตรถึงขั้ว การระเหยจะลดลงตามอุณหภูมิที่ลดลง
ในกรณีที่ไม่มีความชื้นเพียงพอบนพื้นผิวการระเหย การระเหยไม่สามารถมีมากได้แม้ในอุณหภูมิสูงและมีความชื้นขาดมาก การระเหยที่เป็นไปได้ซึ่งเรียกว่าการระเหยนั้นมีสูงในกรณีนี้
เหนือผิวน้ำ การระเหยและการระเหยมีขนาดเท่ากัน เหนือพื้นดิน การระเหยอาจน้อยกว่าการระเหยอย่างมีนัยสำคัญ การระเหยเป็นลักษณะของปริมาณการระเหยที่เป็นไปได้จากพื้นดินโดยมีความชื้นเพียงพอ
ค่าเฉลี่ยรายเดือนของการใช้ความร้อนสำหรับการระเหย (และการแลกเปลี่ยนความร้อนแบบปั่นป่วนกับบรรยากาศ) ในมหาสมุทรคำนวณจากข้อมูลจากการสังเกตการณ์เรือในระยะยาวในน่านน้ำของมหาสมุทรแอตแลนติก อินเดีย และแปซิฟิก
เมื่อพิจารณาการกระจายการใช้ความร้อนเฉลี่ยสำหรับการระเหยบนพื้นดินต่อปีจะสังเกตได้ว่าช่วงการเปลี่ยนแปลงของค่าประมาณ 110 W/m2 ในพื้นที่ที่มีความชื้นเพียงพอ การสูญเสียความร้อนจากการระเหยโดยเฉลี่ยต่อปีจะเพิ่มขึ้นพร้อมกับการเพิ่มขึ้นของสมดุลการแผ่รังสีจากละติจูดสูงถึงเส้นศูนย์สูตร โดยเปลี่ยนจากค่าที่น้อยกว่า 10 W/m2 บนชายฝั่งทางตอนเหนือของทวีปเป็นค่า มากกว่า 80 วัตต์/ตารางเมตร ในป่าเส้นศูนย์สูตรชื้นของอเมริกาใต้ แอฟริกา และหมู่เกาะมาเลย์ ในพื้นที่ที่มีความชื้นไม่เพียงพอ ปริมาณความร้อนที่สูญเสียไปจากการระเหยจะถูกกำหนดโดยความแห้งแล้งของภูมิอากาศ ซึ่งจะลดลงตามความแห้งแล้งที่เพิ่มขึ้น ค่าต่ำสุดของการสูญเสียความร้อนจากการระเหยต่อปีโดยเฉลี่ยนั้นพบได้ในทะเลทรายเขตร้อน ซึ่งมีค่าเพียงไม่กี่ W/m2
ปริมาณการใช้ความร้อนเพื่อการระเหยประจำปีจะพิจารณาจากทรัพยากรพลังงานความร้อนและน้ำด้วย ในละติจูดนอกเขตร้อนที่มีสภาวะความชื้นเพียงพอ ค่าความร้อนสูงสุดในการระเหยของการระเหยจะเกิดขึ้นในช่วงฤดูร้อนโดยมีค่าประมาณ 80-100 W/m2 ในฤดูหนาว การสูญเสียความร้อนเพื่อการระเหยมีน้อย ในพื้นที่ที่มีความชื้นไม่เพียงพอ โดยปกติจะสังเกตเห็นการสูญเสียความร้อนสูงสุดสำหรับการระเหยในช่วงเวลาที่อากาศอบอุ่น แต่เวลาในการบรรลุถึงค่าสูงสุดจะขึ้นอยู่กับระบบการทำความชื้นเป็นอย่างมาก
ในละติจูดเขตร้อนที่มีสภาพอากาศชื้น การสูญเสียความร้อนจากการระเหยจะสูงตลอดทั้งปีและมีค่าประมาณ 80 วัตต์/ตารางเมตร ในพื้นที่ที่มีฤดูฝนต่ำ การสูญเสียความร้อนจากการระเหยจะลดลงเล็กน้อย แต่ความกว้างของรอบปีค่อนข้างน้อย ในพื้นที่ที่มีระยะเวลาแห้งที่กำหนดไว้อย่างชัดเจน จะสังเกตค่าการใช้ความร้อนสูงสุดสำหรับการระเหยเมื่อสิ้นสุดระยะเวลาเปียกและค่าต่ำสุด - เมื่อสิ้นสุดระยะเวลาแห้ง
โดยทั่วไป สำหรับผืนแผ่นดินโลก (รวมถึงทวีปแอนตาร์กติกา) การสูญเสียความร้อนจากการระเหยโดยเฉลี่ยต่อปีคือ 38 วัตต์/ตารางเมตร
การกระจายของค่าเฉลี่ยรายปีของการสูญเสียความร้อนเพื่อการระเหยในมหาสมุทรโดยทั่วไปจะคล้ายกับการกระจายตัวของสมดุลการแผ่รังสี การเปลี่ยนแปลงของการใช้ความร้อนโดยเฉลี่ยสำหรับการระเหยมีขนาดค่อนข้างมาก: จากค่าที่มากกว่า 160 W/m2 ในละติจูดเขตร้อนไปจนถึงค่าประมาณ 40 W/m2 ใกล้ขอบเขตน้ำแข็ง ที่ละติจูดเส้นศูนย์สูตร การสูญเสียความร้อนโดยเฉลี่ยสำหรับการระเหยจะลดลงเล็กน้อยเมื่อเทียบกับละติจูดที่สูงกว่า (น้อยกว่า 130 วัตต์/ตารางเมตร) ซึ่งเป็นผลมาจากความขุ่นมัวและความชื้นที่เพิ่มขึ้น
นอกจากความร้อนจากการแผ่รังสีที่ใช้ไปกับการระเหยจากมหาสมุทรแล้ว ในหลายพื้นที่ความร้อนที่ถูกถ่ายโอนโดยกระแสน้ำยังใช้ในการระเหยอีกด้วย ดังนั้นลักษณะเฉพาะของการกระจายการสูญเสียความร้อนสำหรับการระเหยจึงถูกรบกวนโดยการเบี่ยงเบนที่เห็นได้ชัดเจนในพื้นที่ของกระแสน้ำอุ่นและน้ำเย็น
ค่าเฉลี่ยรายปีของการใช้ความร้อนสำหรับการระเหยจากมหาสมุทรขึ้นอยู่กับค่าในช่วงฤดูใบไม้ร่วง - ฤดูหนาวเป็นหลัก การกระจายการสูญเสียความร้อนเพื่อการระเหยในช่วงฤดูหนาวจะคล้ายคลึงกับการกระจายรายปี ในเวลานี้อิทธิพลของกระแสน้ำอุ่นเพิ่มขึ้นดังนั้นลักษณะของมหาสมุทรแต่ละแห่งจึงแสดงออกมาอย่างชัดเจน: การใช้ความร้อนสำหรับการระเหยจากพื้นผิวของมหาสมุทรแอตแลนติกเหนือในละติจูดกลางนั้นมากเป็นสองเท่าในละติจูดเดียวกันของมหาสมุทรแปซิฟิก มหาสมุทร. ค่าการใช้ความร้อนต่ำสุดสำหรับการระเหยจะสังเกตได้ในละติจูดกลางของซีกโลกใต้ในมหาสมุทรแอตแลนติกและมหาสมุทรอินเดีย พื้นที่เหล่านี้ซึ่งมีอุณหภูมิน้ำค่อนข้างต่ำจะได้รับมวลอากาศที่อุ่นขึ้นจากละติจูดต่ำ ซึ่งช่วยลดการสูญเสียความร้อนจากการระเหย
ในช่วงเปลี่ยนผ่านสู่ฤดูร้อน อิทธิพลของกระแสน้ำอุ่นที่มีต่อปริมาณความร้อนที่สูญเสียไปจากการระเหยจะลดลงเนื่องจากแหล่งพลังงานของกระแสน้ำลดลง เนื่องจากในฤดูร้อน ความเร็วลมเฉลี่ยจะลดลงและความเปรียบต่างของอุณหภูมิน้ำและอากาศที่ลดลง การใช้ความร้อนในการระเหยจึงลดลงอย่างเห็นได้ชัด ในขณะเดียวกันความแตกต่างของค่าการใช้ความร้อนสำหรับการระเหยจากพื้นผิวของมหาสมุทรแต่ละแห่งก็ลดลง
น้ำซึ่งเป็นส่วนหนึ่งของอากาศอยู่ในสถานะก๊าซ ของเหลว และของแข็ง มันเข้าสู่อากาศเนื่องจากการระเหยจากพื้นผิวของแหล่งน้ำและพื้นดิน (การระเหยทางกายภาพ) และการคายน้ำ (การระเหยโดยพืช) ซึ่งเป็นกระบวนการทางกายภาพและทางชีวภาพ ชั้นผิวของอากาศที่อุดมด้วยไอน้ำจะเบาลงและลอยขึ้นด้านบน เนื่องจากอุณหภูมิของอากาศที่เพิ่มขึ้นลดลงอะเดียแบติก ปริมาณไอน้ำในนั้นจึงเป็นไปได้สูงสุดในที่สุด การควบแน่นหรือการระเหิดของไอน้ำเกิดขึ้น เมฆก่อตัวขึ้น และจากไอน้ำเหล่านั้นก็ตกตะกอนลงบนพื้น นี่คือวิธีที่วัฏจักรของน้ำเกิดขึ้น ไอน้ำในบรรยากาศจะเกิดขึ้นใหม่โดยเฉลี่ยทุกๆ แปดวันโดยประมาณ การเชื่อมโยงที่สำคัญในวัฏจักรของน้ำคือการระเหยซึ่งประกอบด้วยการเปลี่ยนน้ำจากสถานะของเหลวหรือของแข็งของการรวมตัว (การระเหิด) ไปเป็นสถานะก๊าซและการเข้ามาของไอน้ำที่มองไม่เห็นไปในอากาศ
ข้าว. 37. ค่าการระเหยเฉลี่ยต่อปีจากพื้นผิวด้านล่าง (มม./ปี)
อากาศชื้นจะเบากว่าอากาศแห้งเล็กน้อยเนื่องจากมีความหนาแน่นน้อยกว่า ตัวอย่างเช่น อากาศที่อิ่มตัวด้วยไอน้ำที่อุณหภูมิ 0° และความดัน 1,000 mb จะมีความหนาแน่นน้อยกว่าอากาศแห้ง - 3 กรัม/เมตร (0.25%) ที่อุณหภูมิสูงขึ้นและมีความชื้นสูงขึ้นตามลำดับ ความแตกต่างนี้จะเพิ่มขึ้น
การระเหยแสดงปริมาณน้ำที่ระเหยจริง ตรงข้ามกับการระเหย - ปริมาณการระเหยสูงสุดที่เป็นไปได้ ไม่ถูกจำกัดด้วยความชื้นสำรอง ดังนั้น เหนือมหาสมุทร การระเหยจึงเกือบเท่ากับการระเหย ความเข้มข้นหรืออัตราการระเหยคือปริมาณน้ำเป็นกรัมที่ระเหยจากพื้นผิว 1 ซม. 2 ต่อวินาที (V = g/cm 2 ต่อวินาที) การวัดและคำนวณการระเหยเป็นงานที่ยาก ดังนั้นในทางปฏิบัติ การระเหยจึงถูกนำมาพิจารณาโดยอ้อม - ตามขนาดของชั้นน้ำ (หน่วยเป็นมม.) ที่ระเหยในช่วงเวลาที่นานขึ้น (วัน, เดือน) ชั้นน้ำสูง 1 มม. จากพื้นที่ 1 ม. เท่ากับมวลน้ำ 1 กก. ความเข้มของการระเหยจากผิวน้ำขึ้นอยู่กับปัจจัยหลายประการ: 1) อุณหภูมิของพื้นผิวการระเหย: ยิ่งสูงเท่าไหร่ความเร็วของการเคลื่อนที่ของโมเลกุลก็จะยิ่งมากขึ้นเท่านั้นและยิ่งจำนวนพวกมันแตกออกจากพื้นผิวและเข้าสู่มากขึ้นเท่านั้น อากาศ; 2) จากลม: ยิ่งความเร็วมากขึ้นการระเหยก็จะยิ่งรุนแรงขึ้นเนื่องจากลมพัดพาอากาศที่มีความชื้นอิ่มตัวออกไปและนำอากาศแห้งเข้ามา 3) จากการขาดความชื้น: ยิ่งมากการระเหยก็จะยิ่งเข้มข้น; 4) ต่อความดัน: ยิ่งมีมาก การระเหยก็จะน้อยลง เนื่องจากโมเลกุลของน้ำจะแยกตัวออกจากพื้นผิวการระเหยได้ยากขึ้น
เมื่อพิจารณาการระเหยจากพื้นผิวดินจำเป็นต้องคำนึงถึงคุณสมบัติทางกายภาพเช่นสี (ดินสีเข้มระเหยน้ำได้มากขึ้นเนื่องจากความร้อนสูง) องค์ประกอบทางกล (ดินร่วนมีความสามารถในการอุ้มน้ำและอัตราการระเหยสูงกว่าดินร่วนปนทราย ดิน) ความชื้น (มากกว่า ดินยิ่งแห้งการระเหยก็ยิ่งอ่อนแอ) สิ่งสำคัญอีกอย่างคือตัวบ่งชี้ เช่น ระดับน้ำใต้ดิน (ยิ่งสูง การระเหยก็จะยิ่งมากขึ้น) ความโล่งใจ (ในที่สูงอากาศจะเคลื่อนที่ได้มากกว่าในที่ราบลุ่ม) ธรรมชาติของพื้นผิว (หยาบเมื่อเปรียบเทียบกับเรียบจะมีการระเหยที่ใหญ่กว่า พื้นที่) พืชพรรณ ซึ่งช่วยลดการระเหยของดิน อย่างไรก็ตาม พืชเองก็ระเหยน้ำจำนวนมากโดยนำมาจากดินโดยใช้ระบบราก ดังนั้นโดยทั่วไปแล้วอิทธิพลของพืชพรรณจึงมีความหลากหลายและซับซ้อน
ความร้อนถูกใช้ไปกับการระเหยซึ่งส่งผลให้อุณหภูมิของพื้นผิวการระเหยลดลง สิ่งนี้มีความสำคัญอย่างยิ่งสำหรับพืช โดยเฉพาะอย่างยิ่งในละติจูดเส้นศูนย์สูตร-เขตร้อน ซึ่งการระเหยจะช่วยลดความร้อนสูงเกินไป ซีกโลกใต้มหาสมุทรเย็นกว่าซีกโลกเหนือส่วนหนึ่งด้วยเหตุผลเดียวกัน
การระเหยรายวันและรายปีมีความสัมพันธ์อย่างใกล้ชิดกับอุณหภูมิของอากาศ ดังนั้นการระเหยสูงสุดในระหว่างวันจะสังเกตได้ประมาณเที่ยงและแสดงได้ดีเฉพาะในฤดูร้อนเท่านั้น ในการระเหยประจำปี ค่าสูงสุดจะเกิดขึ้นในเดือนที่ร้อนที่สุด และค่าต่ำสุดในเดือนที่หนาวที่สุด การแบ่งเขตสังเกตได้จากการกระจายตัวทางภูมิศาสตร์ของการระเหยและความผันผวน ซึ่งขึ้นอยู่กับอุณหภูมิและปริมาณน้ำสำรองเป็นหลัก (รูปที่ 37)
ในเขตเส้นศูนย์สูตร การระเหยและการระเหยของมหาสมุทรและพื้นดินเกือบจะเท่ากันและมีค่าประมาณ 1,000 มิลลิเมตรต่อปี
ในละติจูดเขตร้อน ค่าเฉลี่ยรายปีจะสูงสุด แต่ค่าการระเหยสูงสุด - สูงถึง 3,000 มม. - ถูกสังเกตเหนือกระแสน้ำอุ่นและการระเหยที่ 3,000 มม. - ในทะเลทรายเขตร้อนของทะเลทรายซาฮารา, อาระเบีย, ออสเตรเลียโดยมีการระเหยจริงประมาณ 100 มม.
ในละติจูดพอสมควรเหนือทวีปยูเรเซียและอเมริกาเหนือ การระเหยจะน้อยลงและค่อยๆ ลดลงจากใต้สู่เหนือเนื่องจากอุณหภูมิที่ต่ำกว่าและภายในประเทศเนื่องจากความชื้นสำรองในดินลดลง (ในทะเลทรายสูงถึง 100 มม.) ในทางกลับกัน การระเหยในทะเลทรายมีค่าสูงสุด – สูงถึง 1,500 มม./ปี
ในละติจูดขั้วโลก การระเหยและการระเหยจะต่ำ - 100–200 มม. และเหมือนกันกับน้ำแข็งในทะเลอาร์กติกและธารน้ำแข็งบนบก
องค์ประกอบที่สำคัญที่สุดของความสมดุลของน้ำคือการระเหย ปัญหาในการได้รับข้อมูลที่น่าเชื่อถือด้านสภาพภูมิอากาศเกี่ยวกับการระเหยนั้นรุนแรงกว่าการตกตะกอนมาก ข้อมูลที่ทราบส่วนใหญ่อย่างล้นหลามนั้นขึ้นอยู่กับวิธีการคำนวณ การคำนวณมีความน่าเชื่อถือไม่มากก็น้อยบนผิวน้ำ โดยที่การระเหยสามารถถือเป็นการระเหยและสามารถคำนวณค่านี้ได้ วิธีการดังกล่าวเป็นไปไม่ได้บนบก ดังนั้น การวัดการระเหยโดยตรงจึงเกิดขึ้นบนเครือข่ายที่กระจัดกระจาย แต่การสรุปข้อมูลภูมิอากาศเชิงพื้นที่โดยทั่วไปเป็นเรื่องยาก (Kislov A.V., 2011)
ในรูป 3.5 และในตาราง ตาราง 3.3 แสดงปริมาณการระเหยที่คำนวณได้ต่อปีจากพื้นผิวด้านล่าง ซึ่งตามมาว่าการระเหยจากมหาสมุทรมีมากกว่าการระเหยจากพื้นดินอย่างมีนัยสำคัญ เหนือมหาสมุทรโลกส่วนใหญ่ในละติจูดกลางและละติจูดต่ำ การระเหยจะแตกต่างกันไปตั้งแต่ 600 ถึง 2,500 มม. และสูงสุดอยู่ที่ 3,000 มม. ในน้ำขั้วโลกซึ่งมีน้ำแข็ง การระเหยจะค่อนข้างน้อย บนบก ปริมาณการระเหยต่อปีอยู่ในช่วงตั้งแต่ 100–200 มม. ในพื้นที่ขั้วโลกและทะเลทราย (แม้แต่น้อยในทวีปแอนตาร์กติกา) ถึง 800–1000 มม. ในพื้นที่เขตร้อนชื้นและกึ่งเขตร้อน (เอเชียใต้, ลุ่มน้ำคองโก, สหรัฐอเมริกาตะวันออกเฉียงใต้, ชายฝั่งตะวันออกของออสเตรเลีย , หมู่เกาะอินโดนีเซีย, มาดากัสการ์) ค่าสูงสุดบนพื้นดินมากกว่า 1,000 มม. เล็กน้อย (Khromov S.P., Petrosyants M.A., 2001)
ข้าว. 3.5. การกระจายค่าเฉลี่ยรายปี (มม./ปี) ของการระเหยจากพื้นผิวด้านล่าง (Atlas of Heat Balance of the Globe, 1963)
ตารางที่ 3.3. ค่าการระเหยประจำปี (มม.) สำหรับโซนต่าง ๆ ของซีกโลกเหนือ (อ้างอิงจาก M.I. Budyko, 1980)
ดังนั้นโดยเฉลี่ยแล้วโซนละติจูดในซีกโลกเหนือมีค่าการระเหยประจำปีสูงสุดในเขตร้อน เมื่อคุณย้ายจากเขตร้อนไปยังขั้วโลก การระเหยจะลดลง ในเขตเส้นศูนย์สูตรและที่ละติจูดสูง ค่าการระเหยโดยเฉลี่ยต่อปีเหนือพื้นดินและทะเลจะเท่ากันโดยประมาณ แต่ในเขตร้อนและละติจูดเขตอบอุ่น การระเหยจากผิวน้ำทะเลจะมากกว่าการระเหยจากผิวดิน การกระจายตัวของการระเหยจะคล้ายกันในซีกโลกใต้ แต่ในซีกโลกโดยรวม การระเหยจะสูงกว่าและมีค่าประมาณ 1,250 มม. ดังนั้นพื้นที่ที่ถูกครอบครองโดยมหาสมุทรจึงมีขนาดใหญ่กว่าในซีกโลกนั้น (สำหรับซีกโลกเหนือเฉลี่ยต่อปี ค่าการระเหยประมาณ 770 มม.) (Climatology, 1989)
เพื่อให้ได้แนวคิดที่พิสูจน์ได้ทางกายภาพเกี่ยวกับคุณสมบัติของรูปแบบการระเหยเชิงพื้นที่เราสามารถคำนึงถึงความจริงที่ว่าการไหลของไอน้ำที่ปั่นป่วนนั้นถูกกำหนดโดยการไล่ระดับความชื้นในแนวตั้งในชั้นผิวและการพัฒนาของระบบการปกครองที่ปั่นป่วนซึ่งสามารถ มีลักษณะเชิงพารามิเตอร์ด้วยขนาดของเวกเตอร์ความเร็วลมและเกณฑ์ความเสถียรของการแบ่งชั้นบรรยากาศ จากมุมมองนี้ จะเห็นได้ชัดเจนว่าทำไมการระเหยจึงสูงตามแกนกระแสน้ำอุ่น (กัลฟ์สตรีม, คุโรชิโอ, บราซิล, ออสเตรเลียตะวันออก) โดยเฉพาะอย่างยิ่งจะเพิ่มขึ้นในฤดูหนาว เมื่ออากาศเย็นแห้งซึ่งก่อตัวขึ้นในศูนย์กลางความกดอากาศสูงนอกเขตร้อนของทวีปนอกเขตร้อนลงสู่ทะเล (เนื่องจากการขนส่งทางทิศตะวันตกมีความโดดเด่น) ในเวลาเดียวกัน การไล่ระดับความชื้นจำเพาะจะเพิ่มขึ้นและความปั่นป่วนเพิ่มขึ้นอย่างรวดเร็วเนื่องจากการแบ่งชั้นอุณหภูมิที่ไม่เสถียรที่เกิดขึ้นใหม่
ข้อกำหนดที่พิจารณาทำให้สามารถอธิบายการมีอยู่ของการตกตะกอนจำนวนมากใน ITC จากมุมมองของความสมดุลของการตกตะกอน (ร)และปริมาณการระเหย (จ)(รูปที่ 3.6) มวลอากาศลมค้าขายสะสมความชื้นในบริเวณกว้างใหญ่ของมหาสมุทร (ที่นี่ อี– ร> 0) และ "เท" น้ำนี้ลงใน VZK (โดยที่ อี– ร< 0) ระบบเมฆของพายุหมุนขั้วโลกส่วนหน้าก่อตัวขึ้นในอากาศชื้นเขตร้อน ดังนั้นไอน้ำที่พวกมันขนส่งไปยังละติจูดและทวีปที่สูง (โดยที่ อี– ร< 0) ยังถูกรวบรวมจากน่านน้ำเขตร้อนและกึ่งเขตร้อนของมหาสมุทรโลก
ความสมดุลของความชื้น "การระเหยลบการตกตะกอน" ช่วยให้เราเข้าใจรูปแบบทางภูมิศาสตร์หลักของการก่อตัวของการไหลของแม่น้ำ - แม่น้ำที่ลึกที่สุดคือแม่น้ำที่มีแอ่งตั้งอยู่ในดินแดนที่ อี -ร< 0. ตัวอย่างทั่วไป ได้แก่ แม่น้ำอเมซอน คองโก คงคา แม่น้ำพรหมบุตร ฯลฯ นอกจากนี้ ไม่เพียงแต่แม่น้ำใหญ่ที่มีชื่อยาวหลายพันกิโลเมตรเท่านั้นที่ไหลเต็มแม่น้ำ แต่ยังมีแม่น้ำที่ค่อนข้างเล็กของเกาะใหญ่ ๆ เช่น อินโดนีเซีย ได้รับการเลี้ยงดูตลอดทั้งปีโดยการเร่งรัดปริมาณซึ่งมีนัยสำคัญเกินกว่าการระเหย
สำหรับมหาสมุทร ความสมดุลของความชื้นในบรรยากาศของ "การระเหยลบการตกตะกอน" คือการไหลในแนวตั้งของ "น้ำจืด" โดยจะกำหนดคุณสมบัติหลักถึงความแตกต่างเชิงพื้นที่ของสนามความเค็มของน้ำ ในมหาสมุทรแปซิฟิก ปริมาณน้ำฝนมีมากกว่าการระเหย และในมหาสมุทรแอตแลนติก (และมหาสมุทรอินเดีย) การระเหยมีมากกว่าปริมาณฝน และความเค็มของชั้นผิวใกล้จะสูงกว่า และการกระจายตัวเชิงพื้นที่เป็นไปตามการกระจายตัวของความสมดุล “การตกตะกอนลบด้วยการระเหย” อย่างไรก็ตาม คุณสมบัติบางอย่างของช่องความเค็มไม่ได้ถูกกำหนดโดยเครื่องชั่งนี้เพียงอย่างเดียว ดังนั้นการแยกเกลือออกจากน้ำในท้องถิ่นจึงเพิ่มขึ้นใกล้ปากแม่น้ำสายใหญ่ (อเมซอน คองโก และคงคา) ในละติจูดขั้วโลก นอกเหนือจากปัจจัยข้างต้นแล้ว น้ำจืดที่เกิดขึ้นระหว่างการละลายของหิมะและน้ำแข็งปกคลุมยังมีบทบาทอย่างแข็งขันในกระบวนการสร้างสนามความเค็ม (Kislov A.V., 2011)
ข้าว. 3.6. ความสมดุลของความชื้นในบรรยากาศ “การระเหยลบการตกตะกอน” เหนือมหาสมุทร (ซม./ปี): 1 – ไอโซลีน >0 - 2 – ไอโซไลน์ <0 (คิสลอฟ เอ.วี., 2011)