Air di atmosfer. Sifat-sifat air

Air ada dimana-mana di bumi. Lautan, lautan, sungai, danau, dan perairan lainnya menempati 71% permukaan bumi. Air, yang terkandung di atmosfer, adalah satu-satunya zat yang dapat berada dalam ketiga fase (padat, cair, dan gas) pada saat yang bersamaan.

Sifat fisik air yang paling penting untuk meteorologi disajikan pada Tabel 6.

Tabel 6 - Sifat fisik air (Rusin, 2008)

Sifat-sifat air yang penting untuk pembentukan iklim:

· air merupakan penyerap energi radiasi;

· memiliki salah satu nilai kapasitas panas spesifik tertinggi di antara zat-zat lain di bumi (hal ini mempengaruhi perbedaan pemanasan daratan dan lautan, penetrasi radiasi dan panas jauh ke dalam tanah dan badan air);

· pelarut ideal (hampir);

· Struktur dipol (bipolar) molekul air menghasilkan titik didih yang tinggi (tanpa ikatan hidrogen, titik didihnya adalah -80°C).

Mengembang ketika dibekukan, tidak seperti zat lain yang berkontraksi. (massa jenis air maksimum diamati pada suhu +4°C; massa jenis es lebih kecil dari massa jenis air: disuling sebanyak 1/9, laut sebanyak 1/7; es yang lebih ringan mengapung di permukaan air ).

Berkat proses penguapan dan kondensasi, siklus air terus terjadi di atmosfer, yang melibatkan sebagian besar air. Rata-rata, siklus air jangka panjang ditandai dengan data berikut (Tabel 1):

Tabel 1 - Karakteristik siklus air di Bumi (Matveev, 1976)

	Curah hujan, mm/tahun	Penguapan, mm/tahun	Limpasan, mm/tahun
benua
Lautan Dunia
Bumi

Lapisan air setebal 1.127 mm (atau 4,07 · 10 17 kg air) menguap dari permukaan lautan (361 juta km 2) sepanjang tahun, dan 446 mm (atau 0,66 · 10 17 kg air) dari permukaan lautan. benua. Ketebalan lapisan curah hujan yang jatuh per tahun di lautan adalah 1024 mm (atau 3,69 · 10 17 kg air), di benua - 700 mm (atau 1,04 · 10 17 kg air). Jumlah curah hujan di benua secara signifikan melebihi penguapan (sebesar 254 mm, atau 0,38·10 17 kg air). Artinya, sejumlah besar uap air mencapai benua dari lautan. Sebaliknya, air yang belum menguap di benua (254 mm) mengalir ke sungai dan selanjutnya ke laut. Di lautan, penguapan melebihi (sebesar 103 mm) jumlah curah hujan. Perbedaannya diisi kembali oleh limpasan air dari lautan.

Penguapan dan volatilitas

Air masuk ke atmosfer sebagai akibat penguapan dari permukaan bumi (waduk, tanah); itu disekresikan oleh organisme hidup dalam proses kehidupan (respirasi, metabolisme, transpirasi pada tumbuhan); itu adalah produk sampingan dari aktivitas gunung berapi, produksi industri dan oksidasi berbagai zat.

Penguapan(biasanya air) - masuknya uap air ke atmosfer akibat pemisahan molekul yang bergerak paling cepat dari permukaan air, salju, es, tanah basah, tetesan dan kristal di atmosfer.

Penguapan dari permukaan bumi disebut penguapan fisik. Penguapan fisik dan transpirasi bersama-sama - evapotranspirasi.

Inti dari proses evaporasi adalah pemisahan molekul air individu dari permukaan air atau dari tanah lembab dan perpindahan udara sebagai molekul uap air. Uap yang terkandung di atmosfer mengembun ketika udara mendingin. Kondensasi uap air juga dapat terjadi melalui sublimasi (proses peralihan langsung suatu zat dari gas ke padat, melewati cairan). Air dihilangkan dari atmosfer melalui presipitasi.

Molekul-molekul suatu cairan selalu bergerak, dan beberapa di antaranya dapat menembus permukaan cairan dan lepas ke udara. Molekul-molekul tersebut lepas yang kecepatannya lebih tinggi dari kecepatan gerak molekul pada suhu tertentu dan cukup untuk mengatasi gaya adhesi (tarikan molekul). Ketika suhu meningkat, jumlah molekul yang keluar meningkat. Molekul uap dapat kembali dari udara ke cairan. Ketika suhu suatu zat cair meningkat, jumlah molekul yang meninggalkannya menjadi lebih banyak daripada jumlah molekul yang kembali, yaitu. cairan menguap. Menurunkan suhu memperlambat transisi molekul cair ke udara dan menyebabkan uap mengembun. Jika uap air masuk ke udara, seperti semua gas lainnya, ia menciptakan tekanan tertentu. Ketika molekul air berpindah ke udara, tekanan uap di udara meningkat. Ketika keadaan kesetimbangan gerak tercapai (jumlah molekul yang meninggalkan cairan sama dengan jumlah molekul yang kembali), penguapan berhenti. Kondisi ini disebut kejenuhan , uap air dalam keadaan ini – jenuh , dan udara kaya . Tekanan uap air pada saat jenuh disebut tekanan uap air jenuh (E), atau elastisitas saturasi, atau elastisitas maksimum.

Sampai keadaan jenuh tercapai, terjadi proses penguapan air, dan elastisitas uap air (e) di atas cairan kurang dari elastisitas maksimum: e<Е.

Jika jumlah molekul air yang kembali lebih banyak daripada jumlah molekul air yang keluar, maka terjadi proses kondensasi atau sublimasi (di atas es): e>E.

Tekanan uap air jenuh bergantung pada

· suhu udara,

pada sifat permukaan (cair, es),

pada bentuk permukaan ini,

salinitas air.

Sebagian besar uap air masuk ke atmosfer dari permukaan laut dan samudera. Hal ini terutama berlaku di wilayah bumi yang lembab dan tropis. Di daerah tropis, penguapan melebihi curah hujan. Di daerah lintang tinggi, hubungan sebaliknya terjadi. Secara umum, di seluruh dunia, jumlah curah hujan kira-kira sama dengan jumlah penguapan.

Penguapan diatur oleh sifat fisik tertentu di wilayah tersebut, khususnya suhu permukaan air dan perairan yang luas, serta kecepatan angin yang berlaku di sana. Ketika angin bertiup di atas permukaan air, ia membawa udara lembab ke samping dan menggantikannya dengan udara segar yang lebih kering (yaitu, difusi adveksi dan turbulen ditambahkan ke difusi molekuler). Semakin kuat angin, semakin cepat perubahan udara dan semakin kuat penguapannya.

Penguapan dapat ditandai dengan kecepatan prosesnya. Tingkat penguapan (V) dinyatakan dalam milimeter lapisan air yang diuapkan per satuan waktu dari suatu satuan permukaan. Hal ini tergantung pada defisit saturasi, tekanan atmosfer dan kecepatan angin.

Penguapan sulit diukur dalam kondisi nyata. Untuk mengukur penguapan, digunakan evaporator dengan berbagai desain atau kolam penguapan (dengan luas penampang 20 m 2 atau 100 m 2 dan kedalaman 2 m). Namun nilai yang diperoleh dari evaporator tidak bisa disamakan dengan evaporasi dari permukaan fisik nyata. Oleh karena itu, mereka menggunakan metode perhitungan: penguapan dari permukaan tanah dihitung berdasarkan data curah hujan, limpasan dan kadar air tanah, yang lebih mudah diperoleh melalui pengukuran. Penguapan dari permukaan laut dapat dihitung dengan menggunakan rumus yang mendekati persamaan keseluruhan.

Ada perbedaan antara penguapan aktual dan penguapan.

Keriangan– potensi penguapan di suatu area tertentu pada kondisi atmosfer yang ada.

Ini berarti penguapan dari permukaan air di evaporator; penguapan dari permukaan air terbuka suatu perairan besar (air tawar alami); penguapan dari permukaan tanah yang terlalu lembab. Penguapan dinyatakan dalam milimeter lapisan air yang diuapkan per satuan waktu.

Di daerah kutub, penguapannya rendah: sekitar 80 mm/tahun. Hal ini disebabkan oleh fakta bahwa suhu rendah pada permukaan penguapan diamati di sini, dan tekanan uap air jenuh E S dan tekanan uap air sebenarnya kecil dan berdekatan, sehingga perbedaannya (E S – e) kecil .

Di daerah beriklim sedang, penguapan berubah dalam rentang yang luas dan cenderung meningkat bila bergerak dari barat laut ke tenggara benua, yang dijelaskan oleh peningkatan defisit saturasi dalam arah yang sama. Nilai terendah di sabuk Eurasia ini diamati di barat laut benua: 400–450 mm, tertinggi (hingga 1300–1800 mm) di Asia Tengah.

Di daerah tropis penguapan rendah di pantai dan meningkat tajam di pedalaman hingga 2500–3000 mm.

Di garis khatulistiwa penguapan relatif rendah: tidak melebihi 100 mm karena nilai defisit saturasi yang kecil.

Penguapan sebenarnya di lautan bertepatan dengan penguapan. Di darat, jumlahnya jauh lebih sedikit, terutama bergantung pada kondisi kelembapan. Perbedaan antara evaporasi dan presipitasi dapat digunakan untuk menghitung defisit pelembaban udara.

Air yang merupakan bagian dari udara berada di dalamnya dalam bentuk gas, cair dan padat. Masuk ke udara karena penguapan dari permukaan badan air dan tanah (penguapan fisik), serta karena transpirasi (penguapan oleh tumbuhan) yang merupakan proses fisik dan biologis. Lapisan permukaan udara yang diperkaya uap air menjadi lebih ringan dan naik ke atas. Akibat penurunan suhu udara yang naik secara adiabatik, kandungan uap air di dalamnya akhirnya menjadi semaksimal mungkin. Terjadi kondensasi, atau sublimasi, uap air, awan terbentuk, dan darinya, curah hujan jatuh ke tanah. Beginilah siklus air terjadi. Uap air di atmosfer diperbarui rata-rata setiap delapan hari. Mata rantai penting dalam siklus air adalah penguapan, yang terdiri dari peralihan air dari wujud agregasi cair atau padat (sublimasi) menjadi wujud gas dan masuknya uap air yang tidak terlihat ke udara.

Beras. 37. Nilai rata-rata penguapan tahunan dari permukaan di bawahnya (mm/tahun)

Udara lembab sedikit lebih ringan dibandingkan udara kering karena kepadatannya kurang. Misalnya, udara jenuh dengan uap air pada suhu 0° dan tekanan 1000 mb memiliki kepadatan lebih kecil dibandingkan udara kering - sebesar 3 g/m (0,25%). Pada suhu yang lebih tinggi dan kadar air yang lebih tinggi, perbedaan ini meningkat.

Penguapan menunjukkan jumlah sebenarnya air yang menguap, berbeda dengan penguapan - penguapan maksimum yang mungkin, tidak dibatasi oleh cadangan uap air. Oleh karena itu, di lautan, penguapan hampir sama dengan penguapan. Intensitas atau laju penguapan adalah jumlah air dalam gram yang menguap dari 1 cm 2 permukaan per detik (V = g/cm 2 per s). Mengukur dan menghitung penguapan adalah tugas yang sulit. Oleh karena itu, dalam praktiknya, penguapan diperhitungkan secara tidak langsung - berdasarkan ukuran lapisan air (dalam mm) yang menguap dalam jangka waktu yang lebih lama (hari, bulan). Lapisan air 1 mm dari luas 1 m sama dengan massa air 1 kg. Intensitas penguapan dari permukaan air bergantung pada beberapa faktor: 1) pada suhu permukaan yang menguap: semakin tinggi suhunya, semakin besar kecepatan pergerakan molekul dan semakin banyak jumlahnya yang lepas dari permukaan dan masuk. udara; 2) dari angin: semakin besar kecepatannya, semakin besar pula penguapannya, karena angin membawa udara yang jenuh air dan membawa udara yang lebih kering; 3) karena kurangnya kelembapan: semakin besar, semakin kuat penguapannya; 4) berdasarkan tekanan: semakin besar, semakin sedikit penguapan, karena molekul air lebih sulit melepaskan diri dari permukaan penguapan.

Ketika mempertimbangkan penguapan dari permukaan tanah, perlu mempertimbangkan sifat fisik seperti warna (tanah gelap menguap lebih banyak air karena pemanasan tinggi), komposisi mekanis (tanah lempung memiliki daya dukung air dan laju penguapan yang lebih tinggi dibandingkan tanah lempung berpasir. tanah), kelembaban (semakin kering tanah, semakin lemah penguapannya). Yang juga penting adalah indikator seperti ketinggian air tanah (semakin tinggi, semakin besar penguapan), relief (di tempat tinggi udara lebih mudah bergerak dibandingkan di dataran rendah), sifat permukaan (kasar dibandingkan halus memiliki penguapan yang lebih besar. area), vegetasi, yang mengurangi penguapan dari tanah. Namun, tanaman itu sendiri menguapkan banyak air, mengambilnya dari tanah melalui sistem perakaran. Oleh karena itu, secara umum pengaruh vegetasi sangatlah beragam dan kompleks.

Panas dikeluarkan untuk penguapan, akibatnya suhu permukaan penguapan menurun. Hal ini sangat penting bagi tanaman, terutama di garis lintang khatulistiwa-tropis, di mana penguapan mengurangi panas berlebih. Belahan bumi samudera bagian selatan lebih dingin dibandingkan belahan bumi utara karena alasan yang sama.

Proses penguapan harian dan tahunan berkaitan erat dengan suhu udara. Oleh karena itu, penguapan maksimum pada siang hari diamati sekitar tengah hari dan hanya terlihat jelas di musim panas. Dalam proses penguapan tahunan, penguapan maksimum terjadi pada bulan terpanas, dan minimum pada bulan terdingin. Zonasi diamati dalam distribusi geografis penguapan dan penguapan, yang terutama bergantung pada suhu dan cadangan air (Gbr. 37).

Di zona khatulistiwa, evaporasi dan evaporasi di lautan dan daratan hampir sama yaitu sekitar 1000 mm per tahun.

Di garis lintang tropis, nilai rata-rata tahunannya maksimum. Tetapi nilai penguapan tertinggi - hingga 3000 mm - diamati pada arus hangat, dan penguapan 3000 mm - di gurun tropis Sahara, Arab, Australia dengan penguapan aktual sekitar 100 mm.

Di daerah beriklim sedang di benua Eurasia dan Amerika Utara, penguapan lebih sedikit dan secara bertahap menurun dari selatan ke utara karena suhu yang lebih rendah dan ke pedalaman karena penurunan cadangan kelembaban di dalam tanah (di gurun hingga 100 mm). Sebaliknya, penguapan di gurun mencapai maksimum – hingga 1500 mm/tahun.

Di garis lintang kutub, penguapan dan penguapan rendah - 100–200 mm dan sama di atas es laut Arktik dan di gletser daratan.

Uap air memasuki atmosfer melalui penguapan dari permukaan di bawahnya dan transpirasi oleh tumbuhan. Penguapan tergantung pada defisit kelembaban dan kecepatan angin. Banyak kalor yang dikeluarkan untuk penguapan, sehingga diperlukan 600 kal untuk menguapkan 1 g air.

Penguapan dari laut di semua garis lintang secara signifikan lebih besar dibandingkan penguapan dari daratan. Penguapan di lautan bisa mencapai 3000 mm per tahun, sedangkan di darat maksimal 1000 mm.

Perbedaan distribusi penguapan menurut garis lintang ditentukan oleh keseimbangan radiasi dan kadar air wilayah tersebut. Pada umumnya pada arah dari ekuator menuju kutub, seiring dengan penurunan suhu, penguapan pun menurun.

Dengan tidak adanya jumlah uap air yang cukup pada permukaan evaporasi, penguapan tidak akan terjadi dalam jumlah besar bahkan pada suhu tinggi dan defisit kelembapan yang besar. Kemungkinan penguapan, yang disebut penguapan, dalam kasus ini tinggi.

Di permukaan air, evaporasi dan evaporasi sama besarnya; di daratan, evaporasi bisa jauh lebih kecil dibandingkan evaporasi. Penguapan mencirikan besarnya kemungkinan penguapan dari tanah dengan kelembaban yang cukup.

Nilai rata-rata bulanan konsumsi panas untuk penguapan (dan pertukaran panas turbulen dengan atmosfer) di lautan dihitung berdasarkan data pengamatan kapal jangka panjang di perairan Atlantik, Hindia, dan Pasifik.

Mengingat distribusi rata-rata konsumsi panas untuk penguapan di darat per tahun, dapat diketahui bahwa kisaran perubahan nilainya adalah sekitar 110 W/m2. Di daerah dengan kelembaban yang cukup, rata-rata kehilangan panas tahunan untuk penguapan meningkat seiring dengan peningkatan keseimbangan radiasi dari garis lintang tinggi ke garis khatulistiwa, berubah dari nilai kurang dari 10 W/m2 di pantai utara benua menjadi nilai lebih dari 80 W/m2 di hutan lembab khatulistiwa di Amerika Selatan, Afrika, dan Kepulauan Melayu. Di daerah dengan kelembaban yang tidak mencukupi, jumlah panas yang hilang untuk penguapan ditentukan oleh kekeringan iklim, yang menurun seiring dengan meningkatnya kekeringan. Nilai terendah dari rata-rata kehilangan panas tahunan untuk penguapan diamati di gurun tropis, yang jumlahnya hanya beberapa W/m2.

Tingkat konsumsi panas tahunan untuk penguapan juga ditentukan oleh sumber daya energi panas dan air. Di garis lintang ekstratropis dengan kondisi kelembaban yang cukup, nilai konsumsi panas tertinggi untuk penguapan, sesuai dengan keseimbangan radiasi tahunan, terjadi pada musim panas, mencapai 80-100 W/m2. Di musim dingin, kehilangan panas karena penguapan kecil. Di daerah dengan pelembapan yang tidak mencukupi, kehilangan panas maksimum untuk penguapan juga biasanya diamati selama periode hangat, namun waktu untuk mencapai maksimum sangat bergantung pada rezim pelembapan.

Di garis lintang tropis dengan iklim lembab, kehilangan panas untuk penguapan tinggi sepanjang tahun dan berjumlah sekitar 80 W/m2. Di daerah dengan musim dengan curah hujan rendah, terjadi sedikit penurunan kehilangan panas untuk penguapan, namun amplitudo siklus tahunannya relatif kecil. Di daerah dengan periode kering yang jelas, nilai konsumsi panas tertinggi untuk penguapan diamati pada akhir periode basah, dan terendah pada akhir periode kering.

Secara umum, untuk daratan di dunia (termasuk Antartika), rata-rata kehilangan panas tahunan akibat penguapan adalah 38 W/m2.

Distribusi nilai rata-rata kehilangan panas tahunan untuk penguapan di lautan umumnya mirip dengan distribusi keseimbangan radiasi. Perubahan rata-rata konsumsi panas untuk penguapan cukup besar: dari nilai lebih dari 160 W/m2 di garis lintang tropis menjadi nilai sekitar 40 W/m2 di dekat batas es. Di garis lintang khatulistiwa, rata-rata kehilangan panas untuk penguapan sedikit berkurang dibandingkan dengan garis lintang yang lebih tinggi (kurang dari 130 W/m2), yang merupakan konsekuensi dari meningkatnya kekeruhan dan kelembapan.

Selain panas radiasi yang dikeluarkan untuk evaporasi dari lautan, di sejumlah daerah panas yang dipindahkan oleh arus juga digunakan untuk evaporasi. Oleh karena itu, sifat zonal dari distribusi kehilangan panas untuk penguapan terganggu oleh penyimpangan nyata di area aksi arus hangat dan dingin.

Nilai rata-rata tahunan konsumsi panas untuk penguapan dari lautan terutama bergantung pada nilai periode musim gugur-musim dingin. Distribusi kehilangan panas akibat penguapan pada bulan-bulan musim dingin serupa dengan distribusi tahunan. Pada saat ini, pengaruh arus hangat meningkat, dan oleh karena itu karakteristik masing-masing lautan terlihat jelas: konsumsi panas untuk penguapan dari permukaan Atlantik Utara di garis lintang tengah dua kali lebih besar dibandingkan di garis lintang yang sama di Pasifik. Laut. Nilai konsumsi panas terendah untuk penguapan diamati di garis lintang tengah belahan bumi selatan di Samudra Atlantik dan Hindia. Daerah dengan suhu air yang relatif rendah ini menerima massa udara yang lebih hangat dari garis lintang rendah, sehingga mengurangi kehilangan panas untuk penguapan.

Selama peralihan ke musim panas, pengaruh arus hangat terhadap jumlah panas yang hilang untuk penguapan melemah karena penurunan sumber energi arus. Karena pada bulan-bulan musim panas terjadi penurunan kecepatan angin rata-rata dan melemahnya kontras suhu air-udara, konsumsi panas untuk penguapan menurun drastis. Pada saat yang sama, perbedaan nilai konsumsi panas untuk penguapan dari permukaan masing-masing lautan berkurang.

Penguapan dan volatilitas. Distribusi geografis evaporasi dan volatilitas (analisis peta evaporasi dan volatilitas)

PENGUAPAN (Rusia) - transisi suatu zat dari wujud cair atau padat ke wujud gas - menjadi uap. Di alam, uap air masuk ke atmosfer dari permukaan air, tanah, tumbuh-tumbuhan, es, dan salju. Penguapan tergantung pada suhu dan kelembaban udara, permukaan penguapan dan kecepatan angin.

EVAPORATIZABILITAS -- penguapan maksimum yang mungkin terjadi dalam kondisi meteorologi tertentu dari permukaan dasar yang cukup lembab, yaitu, dalam kondisi pasokan uap air yang tidak terbatas. Penguapan dinyatakan dalam milimeter lapisan air yang diuapkan dan sangat berbeda dengan penguapan sebenarnya, terutama di gurun, di mana penguapan mendekati nol dan penguapan 2000 mm per tahun atau lebih.

Panas dikeluarkan untuk penguapan, akibatnya suhu permukaan penguapan menurun. Hal ini sangat penting bagi tanaman, terutama di garis lintang khatulistiwa-tropis, di mana penguapan mengurangi panas berlebih. Belahan bumi samudera bagian selatan lebih dingin dibandingkan belahan bumi utara karena alasan yang sama.

Proses penguapan harian dan tahunan berkaitan erat dengan suhu udara. Nilai penguapan di garis lintang kutub sekitar 60-80 mm dengan nilai maksimum 100-120 mm karena suhu udara yang rendah dan akibatnya mendekati nilai E1 (tekanan uap air aktual) dan e (maksimum). elastisitas).

Di daerah kutub, pada suhu permukaan penguapan yang rendah, elastisitas saturasi Es dan elastisitas aktual e kecil dan berdekatan satu sama lain. Oleh karena itu, selisih (Es - e) kecil, dan seiring dengan itu laju penguapan juga kecil. Di Spitsbergen hanya 80 mm per tahun, di Inggris sekitar 400 mm, di Eropa Tengah sekitar 450 mm. Di wilayah Eropa Rusia, penguapan meningkat dari barat laut ke tenggara seiring dengan peningkatan kekurangan kelembaban. Di Leningrad 320 mm per tahun, di Moskow 420 mm, di Lugansk 740 mm. Di Asia Tengah, dengan suhu musim panas yang tinggi dan defisit kelembapan yang besar, penguapan jauh lebih tinggi: 1.340 mm di Tashkent dan 1.800 mm di Nukus.

Di daerah tropis, penguapan di pesisir relatif rendah dan meningkat tajam di daratan, terutama di gurun. Jadi, di pantai Atlantik Sahara, tingkat penguapan tahunan adalah 600-700 mm, dan pada jarak 500 km dari pantai - 3000 mm. Di daerah terkering di Arab dan gurun Colorado, ketinggiannya di atas 3000 mm. Hanya di Amerika Selatan tidak ada daerah dengan tingkat penguapan tahunan lebih dari 2500 mm.

Di ekuator, yang defisit kelembapannya kecil, penguapannya relatif rendah: 700-1000 mm. Di gurun pesisir Peru, Chili, dan Afrika Selatan, penguapan tahunan juga tidak lebih dari 600-800 mm.

Distribusi geografis penguapan aktual berdasarkan garis lintang adalah sebagai berikut:

Pada garis lintang 0-10°, penguapan di darat adalah 112 cm, di lautan - 110 cm.

Pada garis lintang 20-30°, penguapan di darat adalah 37 cm, di lautan - 130 cm.

Pada garis lintang 40-50°, penguapan di darat adalah 37 cm, di lautan - 70 cm.

Pada garis lintang 60-90°, penguapan di darat adalah 8 cm, di lautan - 15 cm.

Penguapan adalah peralihan suatu zat dari wujud cair atau padat ke wujud gas. Penguapan adalah salah satu mata rantai utama dalam siklus air di dunia, serta merupakan faktor terpenting dalam pertukaran panas pada organisme tumbuhan dan hewan.

Sejumlah besar panas dihabiskan untuk penguapan, yaitu sekitar 12,6 1023 J/tahun untuk seluruh permukaan bumi, atau sekitar 30% panas matahari yang diserap bumi. Sepanjang tahun, sekitar 450 ■ 103 km3 air menguap dari permukaan Samudra Dunia, dan 70 ■ 103 km3 dari permukaan daratan.

Secara kuantitatif, evaporasi dicirikan oleh laju evaporasi – massa air yang diuapkan dari satuan permukaan per satuan waktu. Untuk tujuan praktis, laju penguapan dinyatakan dengan tinggi (dalam milimeter) lapisan air yang menguap per satuan waktu. Lapisan air setinggi 1 mm, diuapkan dari area seluas 1 m2, sama dengan massa air 1 kg atau 1 liter air (lapisan air 1 mm = 10 m3/ha = 10 t/ha).

Intensitas penguapan dipengaruhi oleh banyak faktor, termasuk faktor meteorologi. Yang utama adalah suhu permukaan yang menguap, kelembaban udara dan angin. Menurut hukum Dalton, laju penguapan c berbanding lurus dengan selisih antara tekanan uap jenuh Eh yang dihitung dari suhu permukaan penguapan dan tekanan parsial uap air e di udara, dan berbanding terbalik dengan tekanan atmosfer R

co = [A (Mantan - e)]/P,

di mana L adalah koefisien proporsionalitas, khususnya bergantung pada kecepatan angin.

Berdasarkan hukum Dalton, laju penguapan akan meningkat seiring dengan meningkatnya perbedaan E\ - e, yaitu defisit kelembaban udara yang dihitung dari suhu permukaan penguapan.

Pengaruh tekanan atmosfer disebabkan oleh peningkatannya yang menyulitkan molekul air untuk terpisah dari permukaan yang menguap. Karena tekanan atmosfer di permukaan bumi berfluktuasi dalam batas yang relatif kecil, hal ini tidak mempengaruhi laju penguapan secara signifikan dan diperhitungkan terutama ketika membandingkan laju penguapan pada berbagai ketinggian di daerah pegunungan. Semua hal lain dianggap sama, laju penguapan meningkat seiring dengan ketinggian.

Ketergantungan laju penguapan pada kecepatan angin dikaitkan dengan difusi turbulen uap, yang menjadi lebih intens seiring dengan meningkatnya kecepatan angin.

Penguapan dipahami sebagai jumlah maksimum uap air dalam milimeter yang, dalam kondisi meteorologi tertentu, dapat menguap dari permukaan air atau dari permukaan tanah yang tergenang air selama periode waktu tertentu.

Di Rusia bagian Eropa, penguapan meningkat dari barat laut ke tenggara, karena sumber daya panas dan kekeringan udara meningkat ke arah ini. Tingkat penguapan tahunan rata-rata di St. Petersburg adalah 320 mm, di Moskow - 420, di Astrakhan - 850 mm. Dalam arah yang sama, perbedaan antara penguapan yang mungkin dan aktual dari tanah meningkat.

. PENGUAPAN DARI PERMUKAAN AIR, TANAH DAN TANAMAN

Laju penguapan tidak hanya bergantung pada faktor meteorologi, tetapi juga pada sifat permukaan penguapan.

Penguapan dari permukaan air terutama bergantung pada ukuran reservoir. Penguapan dari perairan kecil lebih aktif karena angin membawa udara yang lebih kering dari daratan sekitarnya. Kedua, tergantung pada salinitas air. Penguapan dari badan air tawar lebih besar, karena elastisitas kejenuhan di atas air tawar lebih besar daripada di atas larutan.

Laju penguapan dari permukaan tanah dipengaruhi oleh banyak faktor. Jelaslah bahwa dengan peningkatan kelembaban tanah, semua hal lain dianggap sama, penguapan lebih besar. Tanah yang gelap lebih panas dibandingkan tanah yang terang sehingga menguapkan lebih banyak uap air. Penguapan dari permukaan tanah yang tidak rata (ladang yang dibajak) lebih intensif dibandingkan dengan permukaan tanah yang datar, karena pencampuran turbulen lebih berkembang di atas permukaan yang kasar.

Laju penguapan juga bergantung pada jenis tanah. Tanah berpasir lebih sedikit menguap dibandingkan tanah liat, dan perbedaan ini semakin besar jika semakin besar partikel pasirnya. Dan bila diameter butiran pasir lebih dari 2 mm, praktis tidak terjadi penguapan.

Laju penguapan dipengaruhi oleh kondisi tanah. Tanah gembur dengan kapiler yang rusak menguap lebih sedikit dibandingkan tanah padat dengan kapiler sempit yang melaluinya uap air naik ke permukaan tanah.

P. A. Kostychev mencatat bahwa penguapan dari permukaan tanah menurun tajam jika lapisan tanah garapan memiliki struktur yang menggumpal. Dalam hal ini, naiknya air dan, akibatnya, penguapannya diperumit oleh fakta bahwa di antara masing-masing gumpalan terdapat saluran besar yang mencegah pergerakan kapiler air. Sebaliknya, struktur tanah yang berbentuk tepung atau berdebu menyebabkan peningkatan penguapan dari permukaan tanah.

Penguapan air oleh tanah dipengaruhi oleh kedalaman air tanah. Semakin dekat letak air tanah dengan permukaan penguapan, semakin besar penguapannya.

Relief menyebabkan perubahan kecepatan angin dan perbedaan suhu tanah. Di dataran tinggi, kecepatan angin lebih besar dibandingkan di dataran rendah, sehingga tingkat penguapan di dataran tinggi lebih tinggi. Lereng paparan selatan lebih hangat daripada lereng utara, sehingga penguapan di lereng selatan lebih intens.

Penguapan air oleh tumbuhan disebut transpirasi. Transpirasi adalah proses fisik dan biologis yang kompleks. Dengan menyerap air dari tanah, tanaman tidak hanya menyuplai dirinya dengan air, memastikan proses fotosintesis, tetapi juga unsur nutrisi mineral (dalam bentuk terlarut). Dengan menguapkan air, tanaman menurunkan suhunya.

Intensitas transpirasi bergantung pada faktor meteorologi yang sama dengan penguapan fisik dari permukaan air atau tanah: suhu dan kelembaban udara, kecepatan angin. Transpirasi air terjadi melalui stomata, yang lebih terbuka saat terkena cahaya. Akibatnya, transpirasi juga bergantung pada pencahayaan.

Intensitas transpirasi tergantung pada jenis dan varietas, kondisi dan fase perkembangan tanaman.

Konsumsi air untuk transpirasi dapat dinyatakan melalui berbagai indikator, namun dalam praktik pertanian, koefisien transpirasi lebih sering digunakan - rasio massa! air yang dikonsumsi tanaman untuk transpirasi menjadi massa bahan kering (hasil biologis) selama musim tanam atau periode interfase.

Nilai koefisien transpirasi bervariasi tergantung pada kondisi pertumbuhan: pada iklim yang lebih lembab dan dengan dosis pupuk yang signifikan, koefisien transpirasi menurun. Semakin baik kondisi lingkungan tanaman, semakin tinggi teknologi pertanian dan semakin besar hasil panen, maka semakin rendah koefisien transpirasi.

Nilai koefisien transpirasi yang diperoleh oleh berbagai penulis disajikan pada Tabel 6.1.

Evapotranspirasi adalah jumlah transpirasi, evaporasi dari tanah, dan evaporasi kelembapan yang ditahan oleh vegetasi selama presipitasi. Evapotranspirasi

lahan pertanian, selain kondisi cuaca, ditentukan oleh ketebalan tutupan vegetasi, karakteristik biologis tanaman, kedalaman lapisan yang dihuni akar, teknik budidaya pertanian, dll.

Hubungan antara komponen evapotranspirasi berubah secara signifikan selama musim tanam. Pada awal musim tanam, saat penguapan permukaan daun masih sedikit, penguapan dari permukaan tanah lebih besar dibandingkan dari permukaan tanaman. Selanjutnya, konsumsi air untuk transpirasi melebihi penguapan fisik dari permukaan tanah, karena seiring dengan meningkatnya fitomassa, naungan tanah meningkat dan pertukaran udara antar tanaman melemah.

. TINGKAT EVAPORASI HARIAN DAN TAHUNAN

Penguapan dari permukaan aktif memiliki siklus harian yang nyata, terutama di musim panas.

Dalam siklus harian, penguapan mengikuti defisit kelembaban udara, yang selanjutnya mengikuti suhu. Penguapan dimulai pada pagi hari, kurang lebih 1 jam setelah matahari terbit, dan berhenti pada sore hari, kurang lebih 1 jam sebelum matahari terbenam. Pada malam hari, penguapan praktis nol.

Penguapan maksimum diamati pada 13...14 jam, ketika suhu permukaan penguapan, defisit saturasi uap air dan kecepatan angin mencapai nilai tertinggi.

Kecepatan penguapan tahunan, serta laju penguapan harian, terutama dipengaruhi oleh suhu. Oleh karena itu, penguapan terbesar terjadi pada bulan-bulan musim panas (Juni - Juli), terkadang pada bulan Mei, dan paling sedikit pada bulan Januari atau Desember. Di musim semi, karena kelembapan udara absolut yang rendah, penguapan lebih besar dibandingkan di musim gugur.

KONDENSASI DAN SUBLIMASI UAP AIR

Peralihan uap air menjadi cair disebut kondensasi. Transformasi uap air menjadi padat tanpa melalui fase cair disebut sublimasi. Kondensasi dan sublimasi uap air terjadi baik di atmosfer maupun di permukaan aktif.

Uap air yang terkandung di udara berubah menjadi cair atau padat hanya jika e > E. Jadi, agar kondensasi atau sublimasi dapat dimulai, elastisitas aktual uap air di udara harus meningkat hingga melebihi elastisitas saturasi, atau suhu udara harus turun di bawah titik embun. Pasokan uap air ke udara di daratan terbatas, sehingga keadaan jenuh di atmosfer tercapai seiring dengan perubahan suhu. Ketika suhu udara turun di bawah suhu titik embun, kelebihan uap yang melebihi tekanan saturasi akan mengembun atau menyublim.

Penurunan suhu udara di bawah titik embun dimungkinkan karena pendinginan permukaan aktif melalui radiasi dan selanjutnya pendinginan lapisan udara yang berdekatan; kontak udara hangat dengan permukaan aktif yang dingin; mencampurkan dua massa udara yang mempunyai suhu berbeda; mengangkat udara ke atas (lihat Bab 4).

Di udara bersih, tetesan air (kondensat) mulai terbentuk hanya ketika elastisitas saturasinya 6...8 kali lebih tinggi (dalam hal ini, tetesan embrio muncul sebagai akibat dari penggabungan molekul uap air menjadi kompleks). Supersaturasi seperti itu tidak terjadi di atmosfer, tetapi selalu mengandung sejumlah besar partikel higroskopis yang berbeda, yang merupakan inti kondensasi aktif (sublimasi). Oleh karena itu, kondensasi uap air di atmosfer sudah dimulai pada kelembaban udara mendekati 100%.

Hasil kondensasi dan sublimasi pada permukaan bumi dan benda-benda di darat. Tergantung pada suhu permukaan, serta suhu dan kelembapan udara, embun, embun beku, embun beku, dan dalam kondisi tertentu, es dapat terbentuk.

Embun adalah tetesan kecil air yang terbentuk di permukaan tanah, pada tumbuhan dan benda lain pada suhu titik embun di atas 0"C. Embun terbentuk karena pendinginan radiasi pada permukaan aktif pada malam yang cerah dan tenang, ketika suhu permukaan dan udara di sekitarnya turun hingga titik embun dan uap yang terkondensasi dilepaskan ke permukaan dalam bentuk tetesan air.

Embun merupakan sumber kelembapan bagi tanaman, terutama penting di daerah kering. Di daerah beriklim sedang, curah hujan 0,1...0,5 mm (0,1...0,5 l/m2) dapat terbentuk dalam satu malam; jumlah kelembaban tahunan yang dikeluarkan oleh embun adalah 10...30 mm (100...300 m3/ha). Pembentukan embun disertai dengan pelepasan panas laten penguapan, sehingga proses pendinginan melambat dan tanah terlindungi dari embun beku. Namun, selama masa panen, embun mempersulit pekerjaan mesin pemanen, karena jerami dan biji-bijian, karena higroskopisitasnya yang tinggi, menjadi basah, biji-bijian tidak dapat diirik dengan baik, dan jerami menyumbat drum mesin perontok. Embun yang kuat dan bertahan lama selama pemasakan gabah, dan terutama pada fase kematangan penuh, menyebabkan “pengeringan” gabah. Embun yang banyak juga dapat menyebabkan penyakit pada tanaman.

Dalam kondisi yang mirip dengan embun, tetapi ketika suhu permukaan benda turun di bawah 0 °C, embun beku yang terdiri dari kristal es terbentuk melalui sublimasi. Proses ini terjadi terutama selama pembalikan suhu udara.

Endapan padat adalah lapisan es tembus pandang berwarna keputihan dengan ketebalan hingga 2...3 mm, mengendap karena sublimasi di sisi angin dari berbagai benda dingin selama pemanasan advektif (masuknya udara hangat, seringkali disertai kabut), dan suhu udara tetap negatif.

Selama musim dingin mencair dalam cuaca berawan atau kabut, lapisan cair sering muncul pada permukaan vertikal yang lebih dingin daripada udara, dan permukaan tersebut “berkabut”.

Embun beku adalah pengendapan es pada cabang pohon, kabel, dll. selama kabut sebagai akibat dari sublimasi uap air (beku kristal) atau pembekuan tetesan kabut yang sangat dingin (beku granular).

Rime kristal terdiri dari kristal es yang tumbuh di sisi angin saat angin sepoi-sepoi dan suhu -15 °C. Panjang kristal biasanya tidak melebihi 1 cm, namun bisa mencapai beberapa sentimeter. Embun beku kristal tampak seperti karangan bunga halus yang mudah hancur tertiup angin.

Embun beku granular adalah es lepas seperti salju yang tumbuh di sisi angin benda dalam cuaca berkabut, cukup dingin (hingga -10 ° C), sebagian besar berangin, terutama di pegunungan. Ketebalan lapisan yang diendapkan bisa mencapai beberapa puluh sentimeter (Gbr. 6.3). Dalam kasus seperti itu, ini adalah fenomena meteorologi yang berbahaya, seperti patahnya dahan pohon, putusnya kabel, dll.

Kabut. Akumulasi produk kondensasi atau sublimasi (atau keduanya) yang tersuspensi di udara tepat di atas permukaan bumi membentuk kabut.

Tergantung pada alasan pembentukannya, kabut dibagi menjadi kabut pendingin dan kabut penguapan, yang pertama sangat mendominasi.

Pendinginan dapat terjadi dalam berbagai kondisi. Pertama, udara dapat berpindah dari permukaan dasar yang lebih hangat ke permukaan yang lebih dingin dan sebagai hasilnya menjadi dingin. Ini adalah kabut advektif. Kedua, udara dapat mendingin karena permukaan di bawahnya didinginkan oleh radiasi. Ini adalah kabut radiasi.

Kabut evaporasi paling sering terjadi pada musim gugur dan musim dingin (atau malam musim panas) di udara dingin di perairan terbuka yang hangat.

Kabut memiliki arti positif dan negatif dalam kehidupan tumbuhan. Mereka dapat berguna selama periode salju akhir musim semi dan awal musim gugur, karena menghambat pendinginan permukaan aktif. Selama periode kehidupan tanaman lainnya, kabut, terutama yang sering terjadi, tidak menguntungkan. Selama masa pembungaan tanaman, mereka menunda pematangan serbuk sari dan mencegah terbangnya serangga, sehingga mengurangi produktivitas penyerbukan dan pembentukan ovarium. Selama pembentukan ruas bawah butiran musim dingin dan musim semi, mereka menentukan struktur sel besar jaringan, akibatnya ketahanan tanaman terhadap tempat tinggal dapat menurun.

Kabut yang terbentuk selama pembentukan dan pematangan tanaman pertanian merusak kualitas penyimpanannya selama penyimpanan dan menurunkan kualitasnya, sedangkan kabut yang terbentuk selama masa panen biji-bijian menunda pematangan biji-bijian dan, seperti embun, mempersulit pekerjaan panen. Kabut, seperti halnya embun, dapat menyebabkan biji-bijian “terkuras” dan merangsang berkembangnya penyakit pada tanaman. Berikut ini adalah lamanya pembasahan daun gandum dan intensitas kerusakan akibat karat linier (menurut Peltier).

Awan. Akumulasi produk kondensasi dan sublimasi di atmosfer bebas membentuk awan. Ukuran elemen awan - tetesan dan kristal - sangat kecil sehingga tetap tersuspensi di udara untuk waktu yang lama atau bahkan terbawa ke atas oleh arus yang naik.

Awan terbawa oleh arus udara. Jika kelembapan relatif di udara sekitar menurun, awan akan menguap.