Bölüm 8
Atmosferdeki su
Buharlaşma ve uçuculuk
Havanın bir parçası olan su, gaz, sıvı ve katı halde bulunur. Su kütlelerinin ve toprağın yüzeyinden buharlaşma (fiziksel buharlaşma) ve ayrıca fiziksel ve biyolojik bir süreç olan terleme (bitkiler tarafından buharlaşma) nedeniyle havaya girer. Zenginleştirilmiş havanın yüzey katmanları
Pirinç. 37. Alttaki yüzeyden ortalama yıllık buharlaşma değerleri (mm/yıl)
su buharı hafifler ve yukarı doğru yükselir. Yükselen havanın sıcaklığındaki adyabatik azalma nedeniyle, içindeki su buharı içeriği sonunda mümkün olan maksimum seviyeye ulaşır. Su buharının yoğunlaşması veya süblimleşmesi meydana gelir, bulutlar oluşur ve bunlardan yağışlar yere düşer. Su döngüsü bu şekilde gerçekleşir. Atmosferdeki su buharı ortalama olarak yaklaşık sekiz günde bir yenilenir. Su döngüsündeki önemli bir bağlantı, suyun sıvı veya katı bir toplanma (süblimleşme) halinden gaz halindeki bir duruma geçişinden ve görünmez su buharının havaya girmesinden oluşan buharlaşmadır.
Buharlaşma buharlaşan suyun gerçek miktarını gösterir dır-dir-
1 Nemli hava, daha az yoğun olduğundan kuru havaya göre biraz daha hafiftir. Örneğin, 0° sıcaklıkta ve 1000 mb basınçta su buharıyla doyurulmuş hava, kuru havadan 3 g/m (%0,25) daha az yoğundur. Daha yüksek sıcaklıklarda ve buna bağlı olarak daha yüksek nem içeriğinde bu fark artar.
uçma kabiliyeti- mümkün olan maksimum buharlaşma, nem rezervleriyle sınırlı değildir. Bu nedenle okyanuslarda buharlaşma neredeyse buharlaşmaya eşittir. Yoğunluk veya buharlaşma oranı saniyede 1 cm yüzeyden buharlaşan gram cinsinden su miktarıdır (V=r/cm2/s). Buharlaşmanın ölçülmesi ve hesaplanması zor bir iştir. Bu nedenle pratikte buharlaşma dolaylı olarak dikkate alınır - daha uzun süreler (günler, aylar) boyunca buharlaşan su tabakasının boyutu (mm cinsinden). 1 m alandan 1 mm su tabakası 1 kg su kütlesine eşittir. Su yüzeyinden buharlaşmanın yoğunluğu bir dizi faktöre bağlıdır: 1) buharlaşan yüzeyin sıcaklığına bağlıdır: ne kadar yüksek olursa, moleküllerin hareket hızı o kadar büyük olur ve sayıları o kadar fazla olur ve yüzeyden kopar ve içeri girer. hava; 2) rüzgardan: Rüzgar neme doymuş havayı uzaklaştırıp daha kuru havayı getirdiği için hızı ne kadar büyük olursa buharlaşma da o kadar yoğun olur; 3) nem eksikliğinden: ne kadar büyük olursa buharlaşma o kadar yoğun olur; 4) basınçta: ne kadar büyükse, buharlaşma o kadar az olur, çünkü su moleküllerinin buharlaşan yüzeyden kopması daha zordur.
Toprak yüzeyinden buharlaşma dikkate alınırken renk (koyu renkli topraklar yüksek ısınmadan dolayı daha fazla su buharlaşır), mekanik bileşim (tınlı topraklar kumlu tınlılara göre daha yüksek su taşıma kapasitesine ve buharlaşma hızına sahiptir) gibi fiziksel özelliklerin dikkate alınması gerekir. toprak), nem (Toprak ne kadar kuru olursa buharlaşma o kadar zayıf olur). Ayrıca yeraltı suyu seviyesi (ne kadar yüksek olursa, buharlaşma da o kadar fazla olur), rahatlama (yüksek yerlerde hava ovalara göre daha hareketlidir), yüzeyin doğası (pürüzlü ile karşılaştırıldığında pürüzlü olanın buharlaşması daha büyük olur) gibi göstergeler de önemlidir. topraktan buharlaşmayı azaltan bitki örtüsü. Ancak bitkiler, kök sistemini kullanarak topraktan alarak çok fazla suyu buharlaştırırlar. Bu nedenle genel olarak bitki örtüsünün etkisi çeşitli ve karmaşıktır.
Buharlaşma sırasında ısı harcanır, bunun sonucunda buharlaşan yüzeyin sıcaklığı düşer. Bu, özellikle buharlaşmanın aşırı ısınmayı azalttığı ekvator-tropikal enlemlerdeki bitkiler için büyük önem taşıyor. Güney okyanus yarım küresi kısmen aynı nedenden dolayı kuzey yarım küreden daha soğuktur.
Buharlaşmanın günlük ve yıllık seyri hava sıcaklığıyla yakından ilgilidir. Bu nedenle gün içinde maksimum buharlaşma gözlenir -
öğle saatlerinde ortaya çıkar ve yalnızca sıcak mevsimde iyi ifade edilir. Yıllık buharlaşma sürecinde maksimum en sıcak ayda, minimum ise en soğuk ayda meydana gelir. Buharlaşma ve uçuculuğun coğrafi dağılımında öncelikle sıcaklık ve su rezervlerine bağlı olarak imar(Şek. 37).
Ekvator bölgesinde, okyanus ve karadaki buharlaşma ve buharlaşma hemen hemen aynıdır ve yılda yaklaşık 1000 mm'ye ulaşır.
Tropikal enlemlerde yıllık ortalama değerleri maksimumdur. Ancak en yüksek buharlaşma değerleri - 3000 mm'ye kadar - sıcak akıntılarda ve 3000 mm'lik buharlaşma - Sahra, Arabistan, Avustralya'nın tropik çöllerinde yaklaşık 100 mm'lik gerçek buharlaşma ile gözlenir.
Avrasya ve Kuzey Amerika kıtaları üzerindeki ılıman enlemlerde buharlaşma daha az olup sıcaklıkların düşük olması nedeniyle güneyden kuzeye doğru, topraktaki nem rezervlerinin azalması nedeniyle iç kesimlerde (çöllerde 100 mm'ye kadar) giderek azalır. Çöllerde ise buharlaşma maksimumdur; yılda 1500 mm'ye kadar.
Kutup enlemlerinde buharlaşma ve buharlaşma küçüktür - 100 - 200 mm ve Arktik deniz buzunda ve kara buzullarında aynıdır.
Havanın bir parçası olan su, gaz, sıvı ve katı halde bulunur. Su kütlelerinin ve toprağın yüzeyinden buharlaşma (fiziksel buharlaşma) ve ayrıca fiziksel ve biyolojik bir süreç olan terleme (bitkiler tarafından buharlaşma) nedeniyle havaya girer. Su buharıyla zenginleşen havanın yüzey katmanları hafifleyerek yukarı doğru yükselir. Yükselen havanın sıcaklığındaki adyabatik azalma nedeniyle, içindeki su buharı içeriği sonunda mümkün olan maksimum seviyeye ulaşır. Su buharının yoğunlaşması veya süblimleşmesi meydana gelir, bulutlar oluşur ve bunlardan yağışlar yere düşer. Su döngüsü bu şekilde gerçekleşir. Atmosferdeki su buharı ortalama olarak yaklaşık sekiz günde bir yenilenir. Su döngüsündeki önemli bir bağlantı, suyun sıvı veya katı bir toplanma (süblimleşme) halinden gaz halindeki bir duruma geçişinden ve görünmez su buharının havaya girmesinden oluşan buharlaşmadır.
Pirinç. 37. Alttaki yüzeyden ortalama yıllık buharlaşma değerleri (mm/yıl)
Nemli hava, daha az yoğun olduğundan kuru havaya göre biraz daha hafiftir. Örneğin, 0° sıcaklıkta ve 1000 mb basınçta su buharına doymuş havanın yoğunluğu kuru havadan 3 g/m (%0,25) daha azdır. Daha yüksek sıcaklıklarda ve buna bağlı olarak daha yüksek nem içeriğinde bu fark artar.
Buharlaşma, buharlaşmanın aksine, buharlaşan suyun gerçek miktarını gösterir; nem rezervleriyle sınırlı olmayan mümkün olan maksimum buharlaşma. Bu nedenle okyanuslarda buharlaşma neredeyse buharlaşmaya eşittir. Buharlaşmanın yoğunluğu veya hızı, saniyede 1 cm2 yüzeyden buharlaşan gram cinsinden su miktarıdır (V = g/cm2/s). Buharlaşmanın ölçülmesi ve hesaplanması zor bir iştir. Bu nedenle pratikte buharlaşma dolaylı olarak dikkate alınır - daha uzun süreler (günler, aylar) boyunca buharlaşan su tabakasının boyutu (mm cinsinden). 1 m alandan 1 mm su tabakası 1 kg su kütlesine eşittir. Su yüzeyinden buharlaşmanın yoğunluğu bir dizi faktöre bağlıdır: 1) buharlaşan yüzeyin sıcaklığına bağlıdır: ne kadar yüksek olursa, moleküllerin hareket hızı o kadar büyük olur ve sayıları o kadar fazla olur ve yüzeyden kopar ve içeri girer. hava; 2) rüzgardan: Rüzgar neme doymuş havayı uzaklaştırıp daha kuru havayı getirdiği için hızı ne kadar büyük olursa buharlaşma da o kadar yoğun olur; 3) nem eksikliğinden: ne kadar büyük olursa, buharlaşma o kadar yoğun olur; 4) basınçta: ne kadar büyükse, buharlaşma o kadar az olur, çünkü su moleküllerinin buharlaşan yüzeyden kopması daha zordur.
Toprak yüzeyinden buharlaşma dikkate alınırken renk (koyu renkli topraklar yüksek ısınmadan dolayı daha fazla su buharlaşır), mekanik bileşim (tınlı topraklar kumlu tınlılara göre daha yüksek su taşıma kapasitesine ve buharlaşma hızına sahiptir) gibi fiziksel özelliklerin dikkate alınması gerekir. toprak), nem (Toprak ne kadar kuru olursa buharlaşma o kadar zayıf olur). Ayrıca yeraltı suyu seviyesi (ne kadar yüksek olursa, buharlaşma da o kadar fazla olur), rahatlama (yüksek yerlerde hava ovalara göre daha hareketlidir), yüzeyin doğası (pürüzlü ile karşılaştırıldığında pürüzlü olanın buharlaşması daha büyük olur) gibi göstergeler de önemlidir. topraktan buharlaşmayı azaltan bitki örtüsü. Ancak bitkiler, kök sistemini kullanarak topraktan alarak çok fazla suyu buharlaştırırlar. Bu nedenle genel olarak bitki örtüsünün etkisi çeşitli ve karmaşıktır.
Buharlaşma sırasında ısı harcanır, bunun sonucunda buharlaşan yüzeyin sıcaklığı düşer. Bu, özellikle buharlaşmanın aşırı ısınmayı azalttığı ekvator-tropikal enlemlerdeki bitkiler için büyük önem taşıyor. Güney okyanus yarım küresi kısmen aynı nedenden dolayı kuzey yarım küreden daha soğuktur.
Buharlaşmanın günlük ve yıllık seyri hava sıcaklığıyla yakından ilgilidir. Bu nedenle gün içindeki maksimum buharlaşma öğle saatlerinde gözlenir ve yalnızca sıcak mevsimde iyi ifade edilir. Yıllık buharlaşma sürecinde maksimum en sıcak ayda, minimum ise en soğuk ayda meydana gelir. Temel olarak sıcaklığa ve su rezervlerine bağlı olan buharlaşma ve buharlaşmanın coğrafi dağılımında bölgeleme görülmektedir (Şekil 37).
Ekvator bölgesinde, okyanus ve karadaki buharlaşma ve buharlaşma hemen hemen aynıdır ve yılda yaklaşık 1000 mm'ye ulaşır.
Tropikal enlemlerde yıllık ortalama değerleri maksimumdur. Ancak en yüksek buharlaşma değerleri - 3000 mm'ye kadar - sıcak akıntılarda ve 3000 mm'lik buharlaşma - Sahra, Arabistan, Avustralya'nın tropik çöllerinde yaklaşık 100 mm'lik gerçek buharlaşma ile gözlenir.
Avrasya ve Kuzey Amerika kıtaları üzerindeki ılıman enlemlerde buharlaşma daha az olup sıcaklıkların düşük olması nedeniyle güneyden kuzeye doğru, topraktaki nem rezervlerinin azalması nedeniyle iç kesimlerde (çöllerde 100 mm'ye kadar) giderek azalır. Çöllerde ise buharlaşma maksimumdur; yılda 1500 mm'ye kadar.
Kutup enlemlerinde buharlaşma ve buharlaşma düşüktür - 100–200 mm ve Arktik deniz buzunda ve kara buzullarında aynıdır.
Su buharı, alttaki yüzeyden buharlaşma ve bitkilerin terlemesi yoluyla atmosfere girer. Buharlaşma nem açığına ve rüzgar hızına bağlıdır. Buharlaşma için çok fazla ısı harcanır, dolayısıyla 1 g suyun buharlaşması için 600 cal gerekir.
Okyanuslardan gelen buharlaşma tüm enlemlerde karadaki buharlaşmadan önemli ölçüde daha fazladır. Okyanusta buharlaşma yılda 3000 mm'ye ulaşırken, karada maksimum 1000 mm'dir.
Enleme göre buharlaşmanın dağılımındaki farklılıklar, bölgenin radyasyon dengesi ve nem içeriği tarafından belirlenir. Genel olarak ekvatordan kutuplara doğru sıcaklığın azalmasına bağlı olarak buharlaşma azalır.
Buharlaşan yüzeyde yeterli miktarda nem bulunmadığında, yüksek sıcaklıklarda ve büyük nem eksikliğinde bile buharlaşma büyük olamaz. Bu durumda buharlaşma adı verilen olası buharlaşma yüksektir.
Su yüzeyinde buharlaşma ve buharlaşma büyüklük olarak eşittir; karada buharlaşma buharlaşmadan önemli ölçüde daha az olabilir. Buharlaşma, yeterli neme sahip karadan olası buharlaşma miktarını karakterize eder.
Okyanuslardaki buharlaşma (ve atmosferle türbülanslı ısı alışverişi) için ortalama aylık ısı tüketimi değerleri, Atlantik, Hint ve Pasifik okyanuslarının sularındaki uzun vadeli gemi gözlemlerinden elde edilen verilere dayanarak hesaplanır.
Buharlaşma için yıllık ortalama ısı tüketiminin karadaki dağılımı dikkate alındığında değerlerindeki değişim aralığının 110 W/m2 civarında olduğu dikkat çekmektedir. Nemin yeterli olduğu bölgelerde, yüksek enlemlerden ekvatora doğru radyasyon dengesinin artmasıyla birlikte buharlaşma nedeniyle yıllık ortalama ısı kaybı artmakta, kıtaların kuzey kıyılarında 10 W/m2'nin altındaki değerlerden, değerlere değişmektedir. Güney Amerika, Afrika ve Malay Takımadaları'nın nemli ekvator ormanlarında 80 W/m2'den fazla. Nemin yetersiz olduğu bölgelerde buharlaşma nedeniyle kaybedilen ısı miktarı iklimin kuraklığına göre belirlenir ve kuraklığın artmasıyla azalır. Buharlaşma nedeniyle ortalama yıllık ısı kaybının en düşük değerleri, yalnızca birkaç W/m2'ye tekabül eden tropik çöllerde görülür.
Buharlaşma için ısı tüketiminin yıllık seyri aynı zamanda termal enerji ve su kaynakları tarafından da belirlenir. Yeterli nem koşullarına sahip tropik dışı enlemlerde, radyasyon dengesinin yıllık seyrine uygun olarak buharlaşma için en yüksek ısı tüketimi değerleri yaz aylarında ortaya çıkar ve 80-100 W/m2'ye ulaşır. Kışın buharlaşma nedeniyle ısı kaybı azdır. Nemlendirmenin yetersiz olduğu bölgelerde, buharlaşma nedeniyle maksimum ısı kaybı da genellikle sıcak dönemde gözlenir, ancak maksimuma ulaşma süresi önemli ölçüde nemlendirme rejimine bağlıdır.
Nemli bir iklime sahip tropik enlemlerde buharlaşma nedeniyle ısı kaybı yıl boyunca yüksektir ve yaklaşık 80 W/m2'ye ulaşır. Yağışların az olduğu mevsimlerde buharlaşma nedeniyle ısı kaybında hafif bir azalma olur, ancak yıllık döngünün genliği nispeten küçüktür. İyi tanımlanmış bir kuru periyoda sahip bölgelerde, buharlaşma için en yüksek ısı tüketimi değerleri ıslak periyodun sonunda, en düşük ise kuru periyodun sonunda gözlenir.
Genel olarak, dünyanın kara kütleleri için (Antarktika dahil), buharlaşma nedeniyle ortalama yıllık ısı kaybı 38 W/m2'dir.
Okyanuslarda buharlaşma nedeniyle oluşan ısı kaybının ortalama yıllık değerlerinin dağılımı genel olarak radyasyon dengesinin dağılımına benzer. Buharlaşma için ortalama ısı tüketimindeki değişiklik oldukça büyüktür: tropikal enlemlerde 160 W/m2'den büyük değerlerden buz sınırı yakınında yaklaşık 40 W/m2 değerlerine kadar. Ekvator enlemlerinde buharlaşma nedeniyle ortalama ısı kaybı, daha yüksek enlemlere (130 W/m2'den az) kıyasla biraz azalır; bu da artan bulutluluk ve nemin bir sonucudur.
Okyanuslardan buharlaşmaya harcanan ışınımsal ısıya ek olarak, bazı bölgelerde akıntılarla aktarılan ısı da buharlaşmaya harcanır. Bu nedenle, buharlaşma için ısı kaybının dağılımının bölgesel doğası, sıcak ve soğuk akımların etki alanlarında gözle görülür sapmalar nedeniyle bozulur.
Okyanuslardan buharlaşma için ortalama yıllık ısı tüketimi değerleri esas olarak sonbahar-kış dönemi değerlerine bağlıdır. Kış aylarında buharlaşma nedeniyle oluşan ısı kaybının dağılımı yıllık dağılıma benzer. Şu anda, sıcak akıntıların etkisi artıyor ve bu nedenle bireysel okyanusların özellikleri açıkça ortaya çıkıyor: Orta enlemlerde Kuzey Atlantik yüzeyinden buharlaşma nedeniyle ısı kaybı, Pasifik'in aynı enlemlerindekinden iki kat daha fazladır. Okyanus. Buharlaşma için en düşük ısı tüketimi değerleri, Atlantik ve Hint okyanuslarındaki güney yarımkürenin orta enlemlerinde gözlenmektedir. Nispeten düşük su sıcaklıklarına sahip bu alanlar, düşük enlemlerden daha sıcak hava kütleleri alır ve bu da buharlaşma nedeniyle ısı kaybını azaltır.
Yaza geçiş sırasında akıntıların enerji kaynaklarının azalması nedeniyle sıcak akıntıların buharlaşma nedeniyle kaybedilen ısı miktarı üzerindeki etkisi zayıflar. Yaz aylarında ortalama rüzgar hızlarında bir azalma ve su-hava sıcaklık kontrastının zayıflaması nedeniyle buharlaşma için ısı tüketimi gözle görülür şekilde azalır. Aynı zamanda, bireysel okyanusların yüzeyinden buharlaşma için ısı tüketimi değerlerindeki fark da azalır.
Havanın bir parçası olan su, gaz, sıvı ve katı halde bulunur. Su kütlelerinin ve toprağın yüzeyinden buharlaşma (fiziksel buharlaşma) ve ayrıca fiziksel ve biyolojik bir süreç olan terleme (bitkiler tarafından buharlaşma) nedeniyle havaya girer. Su buharıyla zenginleşen havanın yüzey katmanları hafifleyerek yukarı doğru yükselir. Yükselen havanın sıcaklığındaki adyabatik azalma nedeniyle, içindeki su buharı içeriği sonunda mümkün olan maksimum seviyeye ulaşır. Su buharının yoğunlaşması veya süblimleşmesi meydana gelir, bulutlar oluşur ve bunlardan yağışlar yere düşer. Su döngüsü bu şekilde gerçekleşir. Atmosferdeki su buharı ortalama olarak yaklaşık sekiz günde bir yenilenir. Su döngüsündeki önemli bir bağlantı, suyun sıvı veya katı bir toplanma (süblimleşme) halinden gaz halindeki bir duruma geçişinden ve görünmez su buharının havaya girmesinden oluşan buharlaşmadır.
Pirinç. 37. Alttaki yüzeyden ortalama yıllık buharlaşma değerleri (mm/yıl)
Nemli hava, daha az yoğun olduğundan kuru havaya göre biraz daha hafiftir. Örneğin, 0° sıcaklıkta ve 1000 mb basınçta su buharına doymuş havanın yoğunluğu kuru havadan 3 g/m (%0,25) daha azdır. Daha yüksek sıcaklıklarda ve buna bağlı olarak daha yüksek nem içeriğinde bu fark artar.
Buharlaşma, buharlaşmanın aksine, buharlaşan suyun gerçek miktarını gösterir; nem rezervleriyle sınırlı olmayan mümkün olan maksimum buharlaşma. Bu nedenle okyanuslarda buharlaşma neredeyse buharlaşmaya eşittir. Buharlaşmanın yoğunluğu veya hızı, saniyede 1 cm2 yüzeyden buharlaşan gram cinsinden su miktarıdır (V = g/cm2/s). Buharlaşmanın ölçülmesi ve hesaplanması zor bir iştir. Bu nedenle pratikte buharlaşma dolaylı olarak dikkate alınır - daha uzun süreler (günler, aylar) boyunca buharlaşan su tabakasının boyutu (mm cinsinden). 1 m alandan 1 mm su tabakası 1 kg su kütlesine eşittir. Su yüzeyinden buharlaşmanın yoğunluğu bir dizi faktöre bağlıdır: 1) buharlaşan yüzeyin sıcaklığına bağlıdır: ne kadar yüksek olursa, moleküllerin hareket hızı o kadar büyük olur ve sayıları o kadar fazla olur ve yüzeyden kopar ve içeri girer. hava; 2) rüzgardan: Rüzgar neme doymuş havayı uzaklaştırıp daha kuru havayı getirdiği için hızı ne kadar büyük olursa buharlaşma da o kadar yoğun olur; 3) nem eksikliğinden: ne kadar büyük olursa, buharlaşma o kadar yoğun olur; 4) basınçta: ne kadar büyükse, buharlaşma o kadar az olur, çünkü su moleküllerinin buharlaşan yüzeyden kopması daha zordur.
Toprak yüzeyinden buharlaşma dikkate alınırken renk (koyu renkli topraklar yüksek ısınmadan dolayı daha fazla su buharlaşır), mekanik bileşim (tınlı topraklar kumlu tınlılara göre daha yüksek su taşıma kapasitesine ve buharlaşma hızına sahiptir) gibi fiziksel özelliklerin dikkate alınması gerekir. toprak), nem (Toprak ne kadar kuru olursa buharlaşma o kadar zayıf olur). Ayrıca yeraltı suyu seviyesi (ne kadar yüksek olursa, buharlaşma da o kadar fazla olur), rahatlama (yüksek yerlerde hava ovalara göre daha hareketlidir), yüzeyin doğası (pürüzlü ile karşılaştırıldığında pürüzlü olanın buharlaşması daha büyük olur) gibi göstergeler de önemlidir. topraktan buharlaşmayı azaltan bitki örtüsü. Ancak bitkiler, kök sistemini kullanarak topraktan alarak çok fazla suyu buharlaştırırlar. Bu nedenle genel olarak bitki örtüsünün etkisi çeşitli ve karmaşıktır.
Buharlaşma sırasında ısı harcanır, bunun sonucunda buharlaşan yüzeyin sıcaklığı düşer. Bu, özellikle buharlaşmanın aşırı ısınmayı azalttığı ekvator-tropikal enlemlerdeki bitkiler için büyük önem taşıyor. Güney okyanus yarım küresi kısmen aynı nedenden dolayı kuzey yarım küreden daha soğuktur.
Buharlaşmanın günlük ve yıllık seyri hava sıcaklığıyla yakından ilgilidir. Bu nedenle gün içindeki maksimum buharlaşma öğle saatlerinde gözlenir ve yalnızca sıcak mevsimde iyi ifade edilir. Yıllık buharlaşma sürecinde maksimum en sıcak ayda, minimum ise en soğuk ayda meydana gelir. Temel olarak sıcaklığa ve su rezervlerine bağlı olan buharlaşma ve buharlaşmanın coğrafi dağılımında bölgeleme görülmektedir (Şekil 37).
Ekvator bölgesinde, okyanus ve karadaki buharlaşma ve buharlaşma hemen hemen aynıdır ve yılda yaklaşık 1000 mm'ye ulaşır.
Tropikal enlemlerde yıllık ortalama değerleri maksimumdur. Ancak en yüksek buharlaşma değerleri - 3000 mm'ye kadar - sıcak akıntılarda ve 3000 mm'lik buharlaşma - Sahra, Arabistan, Avustralya'nın tropik çöllerinde yaklaşık 100 mm'lik gerçek buharlaşma ile gözlenir.
Avrasya ve Kuzey Amerika kıtaları üzerindeki ılıman enlemlerde buharlaşma daha az olup sıcaklıkların düşük olması nedeniyle güneyden kuzeye doğru, topraktaki nem rezervlerinin azalması nedeniyle iç kesimlerde (çöllerde 100 mm'ye kadar) giderek azalır. Çöllerde ise buharlaşma maksimumdur; yılda 1500 mm'ye kadar.
Kutup enlemlerinde buharlaşma ve buharlaşma düşüktür - 100–200 mm ve Arktik deniz buzunda ve kara buzullarında aynıdır.
Su dengesinin en önemli bileşeni buharlaşmadır. Buharlaşma hakkında iklim açısından güvenilir bilgi edinme sorunu, yağıştan çok daha ciddidir. Bilinen verilerin büyük çoğunluğu hesaplama yöntemlerine dayanmaktadır. Buharlaşmanın buharlaşma olarak alınabildiği ve bu değerin hesaplanabildiği su yüzeyi üzerinde hesaplamalar az çok güvenilirdir. Karada böyle bir yaklaşım imkansızdır, bu nedenle seyrek bir ağ üzerinde buharlaşmanın doğrudan ölçümleri yapılır, ancak bu verilerin mekansal iklimsel genellemesi zordur (Kislov A.V., 2011).
İncirde. 3.5 ve tabloda. Tablo 3.3, alttaki yüzeyden hesaplanan yıllık buharlaşma miktarlarını göstermektedir; buradan okyanuslardan gelen buharlaşmanın karadan gelen buharlaşmayı önemli ölçüde aştığı sonucu çıkmaktadır. Orta ve alçak enlemlerde, Dünya Okyanusunun büyük bölümünde buharlaşma 600 ila 2500 mm arasında değişir ve maksimumlar 3000 mm'ye ulaşır. Kutup sularında buzun varlığında buharlaşma nispeten azdır. Karada, yıllık buharlaşma miktarları kutup ve çöl bölgelerinde 100-200 mm (Antarktika'da daha da az) ile nemli tropik ve subtropikal bölgelerde (Güney Asya, Kongo Nehri havzası, güneydoğu ABD, Avustralya'nın doğu kıyısı) 800-1000 mm arasında değişmektedir. , Endonezya adaları, Madagaskar). Karadaki maksimum değerler 1000 mm'nin biraz üzerindedir (Khromov S.P., Petrosyants M.A., 2001).
Pirinç. 3.5. Alttaki yüzeyden buharlaşmanın ortalama yıllık değerlerinin (mm/yıl) dağılımı (Dünya Isı Dengesi Atlası, 1963)
Tablo 3.3. Kuzey Yarımkürenin farklı bölgeleri için yıllık buharlaşma değerleri (mm) (M.I. Budyko, 1980'e göre)
Böylece, Kuzey Yarımküre'deki enlem bölgeleri boyunca ortalama olarak en yüksek yıllık buharlaşma değerleri tropik bölgelerde gözlenmektedir. Tropik bölgelerden kutuplara doğru gidildikçe buharlaşma azalır. Ekvatoral kuşakta ve yüksek enlemlerde kara ve deniz üzerinden ortalama yıllık buharlaşma değerleri yaklaşık olarak aynı olmakla birlikte tropik ve ılıman enlemlerde deniz yüzeyinden buharlaşma kara yüzeyinden daha fazladır. Buharlaşmanın dağılımı Güney Yarımküre'de benzerdir, ancak bir bütün olarak yarımkürede buharlaşma daha yüksektir ve yaklaşık 1250 mm'ye ulaşır, dolayısıyla okyanusun kapladığı alan bu yarımkürede daha büyüktür (Kuzey Yarımküre için, yıllık ortalama ortalama buharlaşma değeri yaklaşık 770 mm'dir) (Climatology, 1989).
Buharlaşmanın uzaysal modelinin özellikleri hakkında fiziksel olarak kanıtlanmış fikirler elde etmek için, su buharının türbülanslı akışının yüzey katmanındaki dikey nem gradyanı ve türbülanslı rejimin gelişimi tarafından belirlendiği gerçeği dikkate alınabilir. Rüzgar hızı vektörünün büyüklüğü ve atmosferik tabakalaşmanın stabilite kriteri ile parametrik olarak karakterize edilebilir. Bu bakış açısından bakıldığında, örneğin sıcak akıntıların (Gulf Stream, Kuroshio, Brezilya, Doğu Avustralya) merkezleri boyunca buharlaşmanın neden yüksek olduğu açıklığa kavuşuyor. Özellikle kış aylarında, tropikal olmayan kıtasal yüksek basınç merkezlerinde oluşan kuru soğuk havanın denize girmesiyle (batıya doğru ulaşımın baskın olması nedeniyle) artar. Aynı zamanda, ortaya çıkan kararsız sıcaklık katmanlaşması nedeniyle spesifik nem gradyanı artar ve türbülans keskin bir şekilde artar.
Dikkate alınan hükümler, ITC'de büyük yağışların varlığını yağış dengesi açısından açıklamayı mümkün kılmaktadır. (R) ve buharlaşma miktarı (E)(Şekil 3.6). Okyanusların geniş kısımlarında alize rüzgarı hava kütleleri nem biriktirir (burada e– R> 0) ve bu suyu VZK'ye “dökün” (burada e– R< 0). Polar ön siklonların bulut sistemleri tropikal nemli havada oluşur, böylece su buharı yüksek enlemlere ve kıtalara (burada) taşınır. e– R< 0) ayrıca Dünya Okyanusunun tropikal ve subtropikal sularından da toplanmıştır.
Nem "buharlaşma eksi yağış" dengesi, nehir akış oluşumunun ana coğrafi kalıplarını anlamamızı sağlar - en derin nehirler, havzaları aşağıdaki bölgelerde bulunanlardır. E-R< 0. Tipik örnekler Amazon, Kongo, Ganj, Brahmaputra vb. nehirlerdir. Üstelik yalnızca binlerce kilometreye uzanan adı geçen büyük nehirler değil, aynı zamanda büyük adaların nispeten küçük nehirleri de vardır, örneğin Endonezya, yıl boyunca bol miktarda yağışla beslenir ve miktarı buharlaşmayı önemli ölçüde aşar.
Okyanus için, "buharlaşma eksi yağış"ın atmosferik nem dengesi, "tatlı su"nun dikey akışıdır. Ana özelliklerinde su tuzluluk alanının mekansal heterojenliğini belirler. Pasifik Okyanusu'nda yağış buharlaşmayı aşıyor ve Atlantik'te (ve Hint Okyanusu'nda) buharlaşma yağışı aşıyor ve yüzeye yakın katmanların tuzluluğu daha yüksek ve mekansal dağılımı "yağış eksi buharlaşma" dengesinin dağılımını takip ediyor. Ancak tuzluluk alanının tüm özellikleri yalnızca bu dengeyle belirlenmemektedir. Bu nedenle, büyük nehirlerin (Amazon, Kongo, Ganj) ağızlarına yakın yerlerde suyun tuzdan arındırılması yerel olarak artmaktadır. Kutup enlemlerinde yukarıdaki faktörlere ek olarak kar ve buz örtüsünün erimesi sırasında oluşan tatlı sular da tuzluluk alanının oluşumunda etkin rol oynamaktadır (Kislov A.V., 2011).
Pirinç. 3.6. Okyanuslar üzerindeki atmosferik nem dengesi “buharlaşma eksi yağış” (cm/yıl): 1 – izolinler >0 ; 2 – izolinler <0 (Kislov A.V., 2011)