6.3. Закон выпарэння

Вышэй гаварылася, што выпарэнне ўяўляе сабой рознасць двух патокаў малекул паміж вылетам малекул ад выпаральнай паверхні і іх вяртаннем да паверхні. Звычайна выпарэнне характарызуецца масай вадкасці, якая выпараецца з адзінкавай плошчы ў адзінку часу. Велічыня выпарэння выражаецца ў кг/(м²∙с), або таўшчынёй слоя вады, якая выпараецца за адзінку часу (мм/гадз., мм/год).

Скорасць (інтэнсіўнасць) выпарэння залежыць ад шматлікіх фактараў. Адпаведна закону Дальтона, скорасць выпарэння V прама прапарцыянальна рознасці паміж ціскам насычанай пары Е і парцыяльным ціскам вадзяной пары е, якая маецца ў паветра, і адваротна прапарцыянальна атмасфернаму ціску р. Акрамя таго, інтэнсіўнасць выпарэння прама прапарцыянальна скорасці ветра v:

(6.1)

дзе k—каэфіцыент прапарцыянальнасці.

Чым менш рознасць Е – е (дэфіцыт насычэння), тым менш скорасць выпарэння і, наадварот. Пры роўнасці Е = е вадзяная пара дасягае стану насычэння (рухомай раўнавагі) і выпарэнне прыпыняецца. Пры ахалоджэнні выпаральнай паверхні можа аказацца Е < е. У гэтым выпадку выпарэнне зменіцца кандэнсацыяй вадзяной пары.

Вецер адносіць вадзяную пару ад выпаральнай паверхні, спрыяючы павялічэнню дэфіцыта насычэння і, гэтым самым, інтэнсіфіцыруе працэс выпарэння.

6.4. Выпаральнасць

Побач з выпарэннем існуе і такое паняцце, як выпаральнасць. Выпарэнне характарызуе колькасць вады, якая сапраўды выпарваецца ў дадзеным месцы. Выпаральнасць характарызуе патэнцыяльна магчымае выпарэнне пры дадзеннай тэмпературы і пры ўмовах неабмежаванага запаса вільгаці. Выпаральнасць сведчыць аб магчымасці атмасферы прынімаць вільгаць. Выпаральнасць можна вызначыць над воднымі паверхнямі, дзе выпарэнне роўна выпаральнасці. Выпаральнасць залежыць ад тэмпературы, а фактычнае выпарэнне – ад тэмпературы і колькасці выпаўшых атмасферных ападкаў.

6.5. Геаграфічнае размеркаванне выпарэння і выпаральнасці

Разгледзім геаграфічнае размеркаванне выпарэння (рыс. 6.2) і выпаральнасці. У палярных вобласцях, дзе нізкія тэмпературы і нязначны дэфіцыт насычэння, выпарэнне і выпаральнасць невялікія і яны блізкія паміж сабой – каля 80 мм/год у Арктыцы і каля 50 мм/год у Антарктыдзе.

У лясной зоне ўмераных шырот з ростам тэмпературы выпарэнне павялічваецца за кошт павелічэння ападкаў, а выпаральнасць – за кошт павышэння тэмпературы, складаючы 500-700 мм/год. У напрамку да экватара па меры роста тэмпературы і памяншэння ападкаў фактычнае выпарэнне таксама памяншаецца, а выпаральнасць павялічваецца.

У пустынях умераннага пояса выпаральнасць дасягае 1500-1800 мм/год, а выпарэнне складае толькі 100-200 мм/год. У трапічным поясе выпаральнасць невялікая на ўзбярэжжах мацерыкоў (600-700 мм/год) і рэзка ўзрастае ў сярэдзіне пустынь – да 3000 мм/год. У той жа час выпарэнне ў пустынях нязначнае – менш 100-200 мм/год.

У экватарыяльным поясе, дзе тэмпературы паніжаны, выпаральнасць таксама адносна нізкая (~ 1000 мм/год), а выпарэнне найбольшае і набліжаецца да выпаральнасці (~ 1000 мм/год).

6.6. Характарыстыкі вільготнасці паветра

Вільготнасць паветра (вільгацеўтрыманне) залежыць ад інтэнсіўнасці выпарэння, атмасфернай цыркуляцыі (адвекцыі вільготных і сухіх паветраных мас) і характару падсцілаючай паверхні (вадаёмы, суша, снег, лёд, расліннасць). Трэба мець на ўвазе, што кожнаму значэнню тэмпературы адпавядае максімальна магчымае ўтрыманне вадзяной пары ў паветры, інакш, пругкасць насычэння, якая з’яўляецца мяжой, вышэй якой напаўненне вадзяной парай паветра выключаецца.

Атмасфернае паветра ўяўляе сумесь сухога паветра і вадзяной пары. Вільготнасць паветра характарызуецца наступнымі метэаралагічнымі велічынямі: парцыяльным ціскам (пругкасцю) вадзяной пары е, абсалютнай вільготнасцю ρ, удзельнай вільготнасцю q, адносінамі сумесі m, адноснай вільготнасцю, дэфіцытам вільготнасці (недахопам насычэння) d, кропкай расы t_d і дэфіцытам кропкі расы d_t.

Пругкасць вадзяной пары е, або парцыяльны ціск вадзяной пары, – паказвае, які ціск аказвае вадзяная пара адпаведна сваёй масе. Яна выражаецца ў гектапаскалях (гПа), мілібарах (мб) ці ў міліметрах ртутнага слупа (мм рт. сл.).

Абсалютная вільготнасць q або шчыльнасць вадзяной пары, – колькасць вадзяной пары ў грамах, якая ўтрымліваецца ў адным кубічным метры паветра пры дадзенай тэмпературы (г/м³).

Паміж абсалютнай вільготнасцю (г/м³) і пругкасцю вадзяной пары паветра (гПа) існуюць наступныя суадносіны:

(6.2)

дзе Т і t – тэмпература вадзяной пары (паветра) ў К і °С адпаведна; α – тэмпературны каэфіцыент аб’ёмнага расшырэння газаў, роўны 1/273 ці 0,004.

Пругкасць насычэння Е – максімальна магчымая пругкасць вадзяной пары пры дадзенай тэмпературы (гПа, мб, мм рт. сл. ). Пры дасягненні пругкасці вадзяной пары е стану пругкасці насычэння Е пачынаецца працэс кандэнсацыі.

Адносная вільготнасць паветра f – адносіны пругкасці вадзяной пары е, што ўтрымліваецца ў паветры, да пругкасці насычэння Е пры дадзенай тэмпературы, выражаныя ў працэнтах:

(6.3)

Удзельная вільготнасць s – маса вадзяной пары, якая ўтрымліваецца ў адным кілаграме вільготнага паветра, інакш кажучы, адносіны шчыльнасці вадзяной пары q да шчыльнасці вільготнага паветра ρ (г/кг):

(6.5)

дзе р – ціск атмасферы.

Дэфіцыт пругкасці d вадзяной пары, дэфіцыт або недахоп насычэння, – рознасць паміж максімальна магчымай пругкасцю вадзямой пары Е пры дадзенай тэмпературы і пругкасць вадзяной пары е, што знаходзіцца ў паветры:

d = E – е (6.6)

Адносіны сумесі r – адносіны масы вадзяной пары, якая ўтрымліваецца ў аб’ёме вільготнага паветра, да масы сухога паветра ў тым жа аб’ёме (г/кг):

(6.7)

Кропка расы t_d – тэмпература, пры якой вадзяная пара, што знаходзіцца ў паветры, дасягае стану насычэння.

На метэаралагічных станцыях у час назіранняў вызначаюць перш за ўсё парцыяльны ціск вадзяной пары е, адносную вільготнасць паветра f, кропку расы t_d і дэфіцыт вільготнасці d.

Дэфіцыт кропкі расы d_t – рознасць паміж тэмпературай паветра t °С і кропкай расы t_d.