Важнейшим компонентом водного баланса является испарение. Проблема получения климатически достоверной информации об испарении стоит гораздо острее, чем в отношении осадков. Подавляющая часть известных данных базируется на расчетных методах. Расчеты более-менее надежны над водной поверхностью, где можно принять испарение за испаряемость и вычислить это значение. Над сушей такой подход невозможен, поэтому на редкой сети производится непосредственное измерение испарения, однако пространственное климатическое обобщение этих данных затруднительно (Кислов А.В., 2011).

На рис. 3.5 и в табл. 3.3 приводятся рассчитанные годовые суммы испарения с подстилающей поверхности, из которых следует, что испарение с океанов значительно превышает испарение с суши. На большей части акватории Мирового океана в средних и низких широтах испарение изменяется от 600 до 2500 мм, а максимумы достигают 3000 мм. В полярных водах при наличии льдов испарение сравнительно невелико. На суше годовые суммы испарения составляют от 100–200 мм в полярных и пустынных районах (в Антарктиде еще меньше) до 800–1000 мм во влажных тропических и субтропических областях (юг Азии, бассейн р. Конго, юго-восток США, восточное побережье Австралии, острова Индонезии, Мадагаскар). Максимальные значения на суше – несколько больше 1000 мм (Хромов С.П., Петросянц М.А., 2001).

Рис. 3.5. Распределение средних годовых значений (мм/год) испарения с подстилающей поверхности (Атлас теплового баланса земного шара, 1963)

Таблица 3.3 . Годовые значения испарения (мм) для разных поясов Северного полушария (по данным Будыко М.И., 1980)

Таким образом, в среднем по широтным зонам в Северном полушарии наибольшие годовые значения испарения наблюдаются в тропиках. По мере продвижения от тропиков к полюсам испарение уменьшается. В экваториальной зоне и в высоких широтах средние годовые значения испарения над сушей и морем примерно одинаковые, но в тропиках и умеренных широтах испарение с поверхности моря больше, чем с поверхности суши. Аналогичное распределение испарения и в Южном полушарии, но в целом по полушарию испарение выше и составляет примерно 1250 мм, так, площадь, занятая океаном, в том полушарии больше (для Северного полушария среднее годовое значение испарения около 770 мм) (Климатология, 1989).

Для получения физически аргументированных представлений об особенностях пространственной картины испарения можно принять во внимание то, что турбулентный поток водяного пара определяется вертикальным градиентом влаги в приводном слое и развитостью турбулентного режима, который может быть параметрически охарактеризован величиной модуля вектора скорости ветра и критерием устойчивости стратификации атмосферы. С этой точки зрения становится понятно, например, почему вдоль стрежней теплых течений (Гольфстрима, Куросио, Бразильского, Восточно-Австралийского) испарение велико. Особенно оно увеличивается в зимнее время, когда на морские акватории попадает (из-за преобладания западного переноса) сухой холодный воздух, сформировавшийся во внетропических континентальных центрах высокого давления. При этом возрастает градиент удельной влажности и резко усиливается турбулентность из-за формирующейся неустойчивой температурной стратификации.

Рассмотренные положения позволяют объяснить существование больших осадков ВЗК с точки зрения баланса количества осадков (r) и величины испарения (Е) (рис. 3.6). Над обширными частями океанов воздушные массы пассатов накапливают влагу (здесь Е – r > 0) и «выливают» эту воду в ВЗК (где Е – r < 0). Облачные системы полярно-фронтовых циклонов формируются в тропическом влажном воздухе, так что переносимый ими в высокие широты и на континенты водяной пар (туда, где Е – r < 0) также собран с тропических и субтропических акваторий Мирового океана.

Баланс влаги «испарение минус осадки» позволяет понять основные географические закономерности формирования речного стока – наиболее полноводны те реки, бассейны которых находятся на территориях, где Е - r< 0. Характерными примерами являются реки Амазонка, Конго, Ганг, Брахмапутра и др. Причем полноводны не только названные великие реки, простирающиеся на тысячи километров, но и сравнительно небольшие по протяженности реки крупных островов, например Индонезии, круглогодично питаемые обильными осадками, количество которых существенно превышает испарение.

Для океана атмосферный баланс влаги «испарение минус осадки» представляет собой вертикальный поток «пресной воды». Он определяет в главных чертах пространственную неоднородность поля солености вод. В Тихом океане осадки превышают испарение, а в Атлантическом (и Индийском океане) испарение больше осадков и больше соленость приповерхностных слоев, причем ее пространственное распределение следует за распределением баланса «осадки минус испарение». Однако не все особенности поля солености определяются исключительно этим балансом. Так, распреснение вод локально возрастает вблизи устьев крупных рек (Амазонка, Конго, Ганг). В полярных широтах помимо названных факторов активную роль в процессе формирования поля солености играют пресные воды, образующиеся при таянии снежного и ледяного покрова (Кислов А.В., 2011).

Рис. 3.6. Атмосферный баланс влаги «испарение минус осадки» над океанами (см/год): 1 – изолинии >0 ; 2 – изолинии <0 (Кислов А.В., 2011)

Вода, входящая в состав воздуха, находится в нем в газообразном, жидком и твердом состоянии. Она попадает в воздух за счет испарения с поверхности водоемов и суши (физическое испарение), а также вследствие транспирации (испарение растениями), которая является физико-биологическим процессом. Приземные слои воздуха, обогащенные водяным паром, становятся легче и поднимаются вверх. Вследствие адиабатического понижения температуры поднимающегося воздуха содержание водяного пара в нем, в конце концов, становится предельно возможным. Происходит конденсация, или сублимация, водяного пара, образуются облака, а из них – осадки, выпадающие на землю. Так совершается круговорот воды. Водяной пар в атмосфере обновляется в среднем примерно каждые восемь суток. Важным звеном круговорота воды является испарение, которое заключается в переходе воды из жидкого или твердого агрегатного состояния (возгонка) в газообразное и поступлении невидимого водяного пара в воздух.

Рис. 37. Средние годовые значения испарения с подстилающей поверхности (мм/год)

Влажный воздух немного легче сухого, так как он менее плотный. Например, насыщенный водяным паром воздух при температуре 0° и давлении 1000 мб менее плотен, чем сухой, – на 3 г/м (0,25%). При более высокой температуре и соответственно большем влагосодержании эта разница увеличивается.

Испарение показывает фактическое количество испаряющейся воды в отличие от испаряемости – максимально возможного испарения, не ограниченного запасами влаги. Поэтому над океанами испарение практически равно испаряемости. Интенсивностью или скоростью испарения называется количество воды в граммах, испаряющееся с 1 см 2 поверхности в секунду (V = г/см 2 в с). Измерение и вычисление испарения – трудная задача. Поэтому на практике испарение учитывают косвенным способом – по величине слоя воды (в мм), испарившейся за более длительные промежутки времени (сутки месяц). Слой воды в 1 мм с площади 1 м равен массе воды 1 кг. Интенсивность испарения с водной поверхности зависит от ряда факторов: 1) от температуры испаряющей поверхности: чем она выше, тем больше скорость движения молекул и большее их число отрывается от поверхности и попадает в воздух; 2) от ветра: чем больше его скорость, тем интенсивнее испарение, так как ветер относит насыщенный влагой воздух и приносит более сухой; 3) от дефицита влажности: чем она больше, тем интенсивнее испарение; 4) от давления: чем оно больше, тем меньше испарение, так как молекулам воды труднее оторваться от испаряющей поверхности.

Рассматривая испарение с поверхности почвы, надо учитывать такие ее физические свойства, как цвет (темные почвы из-за большого нагрева испаряют больше воды), механический состав (у суглинистых почв выше, чем у супесчаных, водоподъемная способность и интенсивность испарения), влажность (чем почва суше, тем слабее испарение). Важны и такие показатели, как уровень грунтовых вод (чем он выше, тем больше испарение), рельеф (на возвышенных местах воздух подвижнее, чем в низинах), характер поверхности (шероховатая по сравнению с гладкой обладает большей испаряющей площадью), растительность, которая уменьшает испарение с почвы. Однако растения сами испаряют много воды, забирая ее из почвы с помощью корневой системы. Поэтому в целом влияние растительности многообразное и сложное.

На испарение затрачивается тепло, в результате чего температура испаряющей поверхности понижается. Это имеет большое значение для растений, особенно в экваториально-тропических широтах, где испарение уменьшает их перегрев. Южное океаническое полушарие холоднее северного отчасти по этой же причине.

Суточный и годовой ход испарения тесно связан с температурой воздуха. Поэтому максимум испарения в течение суток наблюдается около полудня и хорошо выражен лишь в теплое время года. В годовом ходе испарения максимум приходится на самый теплый месяц, минимум – на холодный. В географическом распределении испарения и испаряемости, зависящих прежде всего от температуры и запасов воды, наблюдается зональность (рис. 37).

В экваториальной зоне испарение и испаряемость над океаном и сушей почти одинаковы и составляют около 1000 мм в год.

В тропических широтах их среднегодовые значения максимальные. Но наибольшие значения испарения – до 3000 мм отмечаются над теплыми течениями, а испаряемость 3000 мм – в тропических пустынях Сахары, Аравии, Австралии при фактическом испарении около 100 мм.

В умеренных широтах над материками Евразии и Северной Америки испарение меньше и постепенно уменьшается с юга на север из-за снижения температур и в глубь материков ввиду уменьшения влагозапасов в почве (в пустынях до 100 мм). Испаряемость в пустынях, наоборот, максимальная – до 1500 мм/год.

В полярных широтах испарение и испаряемость малы – 100–200 мм и одинаковы над морскими льдами Арктики и над ледниками суши.

Испарением называют переход вещества из жидкого или твер­дого состояния в газообразное. Испарение является одним из основных звеньев в круговороте воды на земном шаре, а также важнейшим фактором теплообмена в растительных и животных организмах.

На испарение затрачивается значительное количество теп­ла, составляющее для всей земной поверхности порядка 12,6 1023 Дж/год, или около 30 % поглощаемого Землей солнеч­ного тепла. За год с поверхности Мирового океана испаряется около 450 103 км3 воды, а с поверхности суши - 70 ■ 103 км3.

Количественно испарение характеризуется скоростью испаре­ния - массой воды, испарившейся с единицы поверхности за единицу времени. Для практических целей скорость испарения выражается высотой (в миллиметрах) слоя воды, испарившейся за единицу времени. Слой воды высотой 1 мм, испарившейся с площади 1 м2, соответствует массе воды в 1 кг или 1 л воды (1 мм слоя воды = 10 м3/га = 10 т/га).

На интенсивность испарения влияют многие факторы, в том числе и метеорологические. Главные из них - температура испа­ряющей поверхности, влажность воздуха и ветер. Согласно зако­ну Дальтона скорость испарения со прямо пропорциональна раз­ности между давлением насыщенного пара Eh вычисленным по температуре испаряющей поверхности, и парциальным давлени­ем водяного пара е, находящегося в воздухе, и обратно пропор­циональна атмосферному давлению R

со = [А (Ех - е)]/Р,

где Л -коэффициент пропорциональности, зависящий, в частности, от скорости ветра.

Из закона Дальтона следует, что скорость испарения будет возрастать по мере увеличения разности Е\ - е, т. е. дефицита влажности воздуха, вычисленного по температуре испаряющей поверхности.

Влияние атмосферного давления обусловлено тем, что его увеличение затрудняет отрыв молекул воды от испаряющей по­верхности. В связи с тем что у поверхности Земли атмосферное давление колеблется в сравнительно небольших пределах, оно несущественно влияет на скорость испарения и учитывается главным образом при сравнении скорости испарения на разных высотах в горной местности. При прочих равных условиях ско­рость испарения с высотой возрастает.

Зависимость скорости испарения от скорости ветра связана с турбулентной диффузией пара, которая становится интенсивнее по мере усиления ветра.

Под испаряемостью понимают максимальное количество вла­ги в миллиметрах, которое может в данных метеорологических условиях испариться с водной поверхности или с поверхности переувлажненной почвы за какой-либо промежуток времени.

На европейской части территории России испаряемость возра­стает с северо-запада на юго-восток, так как в этом направлении увеличиваются тепловые ресурсы и сухость воздуха. Средняя го­довая испаряемость в Санкт-Петербурге 320 мм, в Москве - 420, в Астрахани - 850 мм. В этом же направлении увеличивается раз­ность между возможным и фактическим испарением с почвы.

. ИСПАРЕНИЕ С ПОВЕРХНОСТИ ВОДЫ, ПОЧВЫ И РАСТЕНИЙ

Скорость испарения зависит не только от метеорологических факторов, но и от свойств испаряющей поверхности.

Испарение с водной поверхности зависит, во-первых, от раз­мера водоема. Испарение с небольших водоемов активнее, так как ветер приносит с окружающей суши более сухой воздух. Во-вторых, оно зависит от солености воды. С пресных водоемов ис­парение больше, так как упругость насыщения над пресной во­дой больше, чем над раствором.

На скорость испарения с поверхности почвы влияет много факторов. Очевидно, что с увеличением влажности почвы при прочих равных условиях испарение больше. Темные почвы сильнее прогреваются, чем светлые, и поэтому испаряют больше влаги. С неровной поверхности почвы (вспаханное поле) испа­рение идет интенсивнее, чем с ровной, так как над шероховатой поверхностью сильнее развито турбулентное перемешивание.

Интенсивность испарения зависит также от разновидности почвы. Песчаные почвы испаряют меньше, чем глинистые, и эта разница тем больше, чем крупнее частицы песка. А при диамет­ре песчинок более 2 мм испарения практически не происходит.

На скорость испарения оказывает влияние состояние почвы. Рыхлая почва с разрушенными капиллярами испаряет меньше, чем плотная с узкими капиллярами, по которым влага поднима­ется к поверхности почвы.

П. А. Костычев отмечал, что испарение с поверхности почвы резко уменьшается, если пахотный слой почвы имеет комкова­тое строение. В этом случае поднятие воды и, следовательно, ис­парение ее затруднены тем, что между отдельными комками имеются ходы большого размера, препятствующие капиллярным перемещениям воды. Наоборот, порошкообразная или пылева-тая структура почвы вызывает усиленное испарение с поверхно­сти почвы.

На испарение воды почвой оказывает влияние глубина зале­гания грунтовых вод. Чем ближе к испаряющей поверхности за­легают грунтовые воды, тем больше испарение.

Рельеф обусловливает изменение скорости ветра и различие в температуре почвы. На возвышенностях скорость ветра больше, чем в низинах, вследствие чего скорость испарения на возвы­шенностях больше. Склоны южной экспозиции прогреваются сильнее, чем северные, поэтому испарение на южных склонах интенсивнее.

Испарение воды растениями называют транспирацией. Транспирация - это сложный физико-биологический процесс. Поглощая воду из почвы, растение снабжает себя не только во­дой, обеспечивая процесс фотосинтеза, но и элементами мине­рального питания (в растворенном виде). Испаряя воду, расте­ние понижает свою температуру.

Интенсивность транспирации зависит от тех же метеорологи­ческих факторов, что и физическое испарение с поверхности воды или почвы: температуры и влажности воздуха, скорости ветра. Транспирация воды происходит через устьица, которые на свету раскрываются больше. Следовательно, транспирация зависит еще от освещенности.

Интенсивность транспирации зависит от вида и сорта, состо­яния и фазы развития растений.

Расход воды на транспирацию может быть выражен через различные показатели, однако в сельскохозяйственной практике чаще применяют коэффициент транспирации - отношение мас-сь! воды, расходуемой растением на транспирацию, к массе су­хого вещества (биологическому урожаю) за вегетационный или межфазный период.

Значение коэффициента транспирации изменяется в зависи­мости от условий произрастания: в более влажном климате и при значительных дозах удобрений транспирационный коэффи­циент уменьшается. Чем лучше условия внешней среды для рас­тений, выше агротехника и больше урожай, тем меньше коэф­фициент транспирации.

Значения коэффициентов транспирации, полученные раз­личными авторами, приведены в таблице 6.1.

Под суммарным испарением понимается сумма транспирации, испарения с почвы и испарения влаги, задержанной раститель­ным покровом при выпадении осадков. Суммарное испарение

сельскохозяйственных полей помимо погодных условий обус­ловлено мощностью растительного покрова, биологическими особенностями сельскохозяйственных культур, глубиной корне-обитаемого слоя, агротехникой возделывания и т. д.

Соотношение между составляющими суммарного испарения в течение вегетационного периода значительно изменяется. В начале вегетации, когда испаряющая листовая поверхность еще невелика, испарение с поверхности почвы больше, чем с повер­хности растений. В дальнейшем расход воды на транспирацию превышает физическое испарение с поверхности почвы, так как по мере нарастания фитомассы увеличивается затенение почвы и ослабляется воздухообмен среди растений.

. СУТОЧНЫЙ И ГОДОВОЙ ХОД ИСПАРЕНИЯ

Испарение с деятельной поверхности имеет выраженный су­точный ход, особенно в теплое время года.

В суточном ходе испарение следует за дефицитом влажности воздуха, который, в свою очередь, следует за температурой. Ис­парение начинается утром, приблизительно через 1 ч после вос­хода Солнца, и прекращается вечером, примерно за 1 ч до захода Солнца. В ночное время суток испарение практически равно нулю.

Максимум испарения наблюдается в 13... 14 ч, когда достига­ют наибольших значений температура испаряющей поверхнос­ти, дефицит насыщения водяного пара и скорость ветра.

На годовой ход испарения, как и на суточный, главное влия­ние оказывает температура. Поэтому наибольшее испарение бы­вает в летние месяцы (июнь - июль), иногда и в мае, а наимень­шее - в январе или декабре. Весной вследствие малой абсолют­ной влажности воздуха испарение бывает больше, чем осенью.

КОНДЕНСАЦИЯ И СУБЛИМАЦИЯ ВОДЯНОГО ПАРА

Переход водяного пара в жидкое состояние называется кон­денсацией. Превращение водяного пара в твердое состояние, ми­нуя жидкую фазу, называется сублимацией. Конденсация и суб­лимация водяного пара происходят как в атмосфере, так и на деятельной поверхности.

Водяной пар, содержащийся в воздухе, переходит в жидкое или твердое состояние лишь в том случае, когда е > Е. Таким об­разом, для начала конденсации или сублимации либо фактичес­кая упругость водяного пара в воздухе должна увеличиваться до значения, превышающего упругость насыщения, либо темпера­тура воздуха должна опуститься ниже точки росы. Поступление водяного пара в воздух над сушей ограничено, поэтому состоя­ние насыщения в атмосфере достигается при изменении темпе­ратуры. При понижении температуры воздуха ниже температу­ры точки росы излишек пара, превышающий упругость насыще­ния, конденсируется или сублимируется.

Понижение температуры воздуха ниже точки росы возможно вследствие охлаждения деятельной поверхности излучением и последующего охлаждения прилегающих слоев воздуха; сопри­косновения теплого воздуха с холодной деятельной поверхнос­тью; смешивания двух масс воздуха, имеющих разную темпера­туру; поднятия воздуха вверх (см. гл. 4).

В чистом воздухе капельки воды (конденсат) начинают об­разовываться только при 6...8-кратном превышении упругости насыщения (зародышевые капли в этом случае возникают в ре­зультате объединения молекул водяного пара в комплексы). Та­кого перенасыщения в атмосфере не бывает, но зато в ней все­гда имеется большое число различных гигроскопических час­тиц, являющихся активными ядрами конденсации (сублимации). Поэтому сгущение водяного пара в атмосфере начинает­ся уже при влажности воздуха, близкой к 100 %.

Продукты конденсации и сублимации на земной поверхности и на наземных предметах. В зависимости от температуры поверхности, а также температуры и влажности воздуха могут образовываться роса, иней, изморозь, а при определенных условиях - гололед.

Роса - мелкие капли воды, образующиеся на поверхности почвы, на растениях и на других предметах при температуре точ­ки росы выше 0 "С. Роса образуется вследствие радиационного охлаждения деятельной поверхности в ясные тихие ночи, когда температура поверхности и прилегающего к ней воздуха опуска­ется до точки росы и сконденсировавшийся пар выделяется на поверхности в виде капелек воды.

Роса является некоторым ресурсом влаги для растений, осо­бенно важным в засушливых районах. В умеренных широтах за одну ночь может образоваться 0,1...0,5 мм (0,1...0,5 л/м2) осадков; годовое количество влаги, выделяемое росой, составляет 10...30 мм (100...300 м3/га). Образование росы сопровождается вы­делением скрытой теплоты парообразования, в результате чего процесс выхолаживания замедляется и почва предохраняется от заморозков. Однако в период уборки урожая роса затрудняет ра­боту комбайнов, так как солома и зерно вследствие большой гиг­роскопичности становятся влажными, зерно плохо вымолачива­ется, солома забивает барабаны молотилки комбайна. Сильные, долго не спадающие росы во время созревания зерна, а особенно в фазу полной спелости, вызывают «стекание» зерна. Обильные росы могут спровоцировать и появление болезней у растений.

В условиях, аналогичных выпадению росы, но при снижении температуры на поверхности предметов ниже 0 °С путем субли­мации образуется иней, состоящий из ледяных кристаллов. Этот процесс происходит преимущественно при инверсии температу­ры воздуха.

Твердый налет представляет собой полупрозрачный, белова­того цвета ледяной налет толщиной до 2...3 мм, отлагающийся вследствие сублимации на наветренных сторонах различных хо­лодных предметов при адвективном потеплении (приток более теплого воздуха, часто при тумане), причем температура воздуха остается отрицательной.

При зимних оттепелях в пасмурную погоду или при тумане на вертикальных поверхностях, которые холоднее воздуха, часто появляется жидкий налет, поверхности «запотевают».

Изморозь - отложение льда на ветвях деревьев, проводах и т. п. при тумане в результате сублимации водяного пара (кристалли­ческая изморозь) или намерзания капель переохлажденного ту­мана (зернистая изморозь).

Кристаллическая изморозь состоит из кристаллов льда, нара­стающих на наветренной стороне при слабом ветре и температуре.-15 °С. Длина крис­талликов обычно не превыша­ет 1 см, но может достигать и нескольких сантиметров. Кри­сталлическая изморозь имеет вид пушистых гирлянд, легко осыпающихся при ветре.

Зернистая изморозь - снего-видный, рыхлый лед, нарастаю­щий с наветренной стороны предметов в туманную, умерен­но-морозную (до -10 °С), пре­имущественно ветреную пого­ду, особенно в горах. Толщина слоя отложения ее может дос­тигать нескольких десятков сантиметров (рис. 6.3). В таких случаях это опасное метеоро­логическое явление, так как ломаются ветки деревьев, рвут­ся провода и т. д.

Туманы. Скопление про­дуктов конденсации или суб­лимации (или тех и других вместе), взвешенных в возду­хе непосредственно над по­верхностью Земли, образует туманы.

В зависимости от причин образования туманы делят на тума­ны охлаждения и туманы испарения, первые из которых абсолют­но преобладают.

Охлаждение может происходить при разных условиях. Во-первых, воздух может перемещаться с более теплой подстилаю­щей поверхности на более холодную и охлаждаться вследствие этого. Это адвективные туманы. Во-вторых, воздух может охлаж­даться потому, что сама подстилающая поверхность под ним ох­лаждается радиационным путем. Это радиационные туманы.

Туманы испарения возникают чаще всего осенью и зимой (или летом ночью) в холодном воздухе над более теплой откры­той водой.

Туманы имеют как положительное, так и отрицательное зна­чение в жизни растений. Они могут быть полезны в период поздневесенних и раннеосенних заморозков, так как сдержива­ют выхолаживание деятельной поверхности. В другие периоды жизни растений туманы, особенно частые, малоблагоприятны. В период цветения растений они задерживают вызревание пыль­цы, препятствуют лёту насекомых, что снижает продуктивность опыления и образования завязи. В период формирования ниж­него междоузлия озимых и яровых хлебов они обусловливают крупноклеточное строение ткани, вследствие чего может сни­зиться устойчивость растений к полеганию.

Туманы, образующиеся в период формирования и дозревания плодов сельскохозяйственных культур, ухудшают их лежкость при хранении и снижают качество, а образующиеся в период уборки зерновых задерживают дозревание хлебов и, как и роса, затрудняют проведение уборочных работ. Туманы, так же как и роса, могут вызывать «стекание» зерна и стимулировать разви­тие болезней у растений. Далее приведена продолжительность увлажнения листьев пшеницы и интенсивность поражения ее линейной ржавчиной (по Пельтье).

Облака. Скопление продуктов конденсации и сублимации в свободной атмосфере образует облака. Размеры облачных эле­ментов - капелек и кристалликов - настолько малы, что дли­тельное время остаются взвешенными в воздухе или даже увле­каются восходящими потоками вверх.

Облака переносятся воздушными течениями. Если относи­тельная влажность в окружающем воздухе убывает, то облака ис­паряются.

Вода, входящая в состав воздуха, находится в нем в газообразном, жидком и твердом состоянии. Она попадает в воздух за счет испарения с поверхности водоемов и суши (физическое испарение), а также вследствие транспирации (испарение растениями), которая является физико-биологическим процессом. Приземные слои воздуха, обогащенные водяным паром, становятся легче и поднимаются вверх. Вследствие адиабатического понижения температуры поднимающегося воздуха содержание водяного пара в нем, в конце концов, становится предельно возможным. Происходит конденсация, или сублимация, водяного пара, образуются облака, а из них – осадки, выпадающие на землю. Так совершается круговорот воды. Водяной пар в атмосфере обновляется в среднем примерно каждые восемь суток. Важным звеном круговорота воды является испарение, которое заключается в переходе воды из жидкого или твердого агрегатного состояния (возгонка) в газообразное и поступлении невидимого водяного пара в воздух.

Рис. 37. Средние годовые значения испарения с подстилающей поверхности (мм/год)

Влажный воздух немного легче сухого, так как он менее плотный. Например, насыщенный водяным паром воздух при температуре 0° и давлении 1000 мб менее плотен, чем сухой, – на 3 г/м (0,25%). При более высокой температуре и соответственно большем влагосодержании эта разница увеличивается.

Испарение показывает фактическое количество испаряющейся воды в отличие от испаряемости – максимально возможного испарения, не ограниченного запасами влаги. Поэтому над океанами испарение практически равно испаряемости. Интенсивностью или скоростью испарения называется количество воды в граммах, испаряющееся с 1 см 2 поверхности в секунду (V = г/см 2 в с). Измерение и вычисление испарения – трудная задача. Поэтому на практике испарение учитывают косвенным способом – по величине слоя воды (в мм), испарившейся за более длительные промежутки времени (сутки месяц). Слой воды в 1 мм с площади 1 м равен массе воды 1 кг. Интенсивность испарения с водной поверхности зависит от ряда факторов: 1) от температуры испаряющей поверхности: чем она выше, тем больше скорость движения молекул и большее их число отрывается от поверхности и попадает в воздух; 2) от ветра: чем больше его скорость, тем интенсивнее испарение, так как ветер относит насыщенный влагой воздух и приносит более сухой; 3) от дефицита влажности: чем она больше, тем интенсивнее испарение; 4) от давления: чем оно больше, тем меньше испарение, так как молекулам воды труднее оторваться от испаряющей поверхности.

Рассматривая испарение с поверхности почвы, надо учитывать такие ее физические свойства, как цвет (темные почвы из-за большого нагрева испаряют больше воды), механический состав (у суглинистых почв выше, чем у супесчаных, водоподъемная способность и интенсивность испарения), влажность (чем почва суше, тем слабее испарение). Важны и такие показатели, как уровень грунтовых вод (чем он выше, тем больше испарение), рельеф (на возвышенных местах воздух подвижнее, чем в низинах), характер поверхности (шероховатая по сравнению с гладкой обладает большей испаряющей площадью), растительность, которая уменьшает испарение с почвы. Однако растения сами испаряют много воды, забирая ее из почвы с помощью корневой системы. Поэтому в целом влияние растительности многообразное и сложное.

На испарение затрачивается тепло, в результате чего температура испаряющей поверхности понижается. Это имеет большое значение для растений, особенно в экваториально-тропических широтах, где испарение уменьшает их перегрев. Южное океаническое полушарие холоднее северного отчасти по этой же причине.

Суточный и годовой ход испарения тесно связан с температурой воздуха. Поэтому максимум испарения в течение суток наблюдается около полудня и хорошо выражен лишь в теплое время года. В годовом ходе испарения максимум приходится на самый теплый месяц, минимум – на холодный. В географическом распределении испарения и испаряемости, зависящих прежде всего от температуры и запасов воды, наблюдается зональность (рис. 37).

В экваториальной зоне испарение и испаряемость над океаном и сушей почти одинаковы и составляют около 1000 мм в год.

В тропических широтах их среднегодовые значения максимальные. Но наибольшие значения испарения – до 3000 мм отмечаются над теплыми течениями, а испаряемость 3000 мм – в тропических пустынях Сахары, Аравии, Австралии при фактическом испарении около 100 мм.

В умеренных широтах над материками Евразии и Северной Америки испарение меньше и постепенно уменьшается с юга на север из-за снижения температур и в глубь материков ввиду уменьшения влагозапасов в почве (в пустынях до 100 мм). Испаряемость в пустынях, наоборот, максимальная – до 1500 мм/год.

В полярных широтах испарение и испаряемость малы – 100–200 мм и одинаковы над морскими льдами Арктики и над ледниками суши.

Испарение и испаряемость. Географическое распределение испарения и испаряемости (анализ карт испарения и испаряемости)

ИСПАРЕНИЕ (русск.) -- переход вещества из жидкого или твердого состояния в газообразное -- в пар. В природе водяной пар поступает в атмосферу с поверхности воды, почвы, растительности, льда, снега. Испарение зависит от температуры и влажности воздуха, от испаряющей поверхности и скорости ветра.

ИСПАРЯЕМОСТЬ -- максимально возможное испарение при данных метеорологических условиях с достаточно увлажненной подстилающей поверхности, то есть в условиях неограниченного запаса влаги. Испаряемость выражается в миллиметрах слоя испарившейся воды и сильно отличается от фактического испарения, особенно в пустыне, где испарение близко к нулю, а испаряемость -- 2000 мм в год и более.

На испарение затрачивается тепло, в результате чего температура испаряющей поверхности понижается. Это имеет большое значение для растений, особенно в экваториально-тропических широтах, где испарение уменьшает их перегрев. Южное океаническое полушарие холоднее северного отчасти по этой же причине.

Суточный и годовой ход испарения тесно связан с температурой воздуха. Величины испаряемости в полярных широтах около 60-80 мм с максимальными значением 100-120 мм обусловлены низкими температурами воздуха и, как следствие, близкими значениями E1 (фактической упругости водяного пара) и е (максимальной упругости).

В полярных областях, при низких температурах испаряющей поверхности, как упругость насыщения Еs так и фактическая упругость е малы и близки друг к другу. Поэтому разность (Es - е) мала, и вместе с ней мала испаряемость. На Шпицбергене она только 80 мм в год, в Англии около 400 мм, в Средней Европе около 450 мм. На Европейской территории России испаряемость растет с северо-запада на юго-восток вместе с ростом дефицита влажности. В Ленинграде она 320 мм в год, в Москве 420 мм, в Луганске 740 мм. В Средней Азии с ее высокими летними температурами и большим дефицитом влажности испаряемость значительно выше: 1340 мм в Ташкенте и 1800 мм в Нукусе.

В тропиках испаряемость сравнительно невелика на побережьях и резко возрастает внутри материков, особенно в пустынях. Так, на Атлантическом побережье Сахары годовая испаряемость 600--700 мм, а на расстоянии 500 км от берега -- 3000 мм. В наиболее засушливых районах Аравии и пустынь по Колорадо она выше 3000 мм. Только в Южной Америке нет областей с годовой испаряемостью более 2500 мм.

У экватора, где дефицит влажности мал, испаряемость относительно низка: 700--1000 мм. В береговых пустынях Перу, Чили и Южной Африки годовая испаряемость также не более 600--800 мм.

Географическое распределение фактического испарения в широтами следующий:

На широте 0-10 ° испарения на суше составляет 112 см, океане - 110 см.

На широте 20-30 ° испарения на суше составляет 37 см, океане - 130 см.

На широте 40-50 ° испарения на суше составляет 37 см, океане - 70 см.

На широте 60-90 ° испарения на суше составляет 8 см, океане - 15 см.