Fordampning: Definition og estimering
Læs denne artikel for at lære om definitionen og estimeringen af fordampning.
Definition:
Fordampning er den proces, hvorvand vand ændres fra flydende eller fast tilstand til damp gennem overførsel af varmeenergi. Inddampningsprocessen er en af grundkomponenterne i den hydrologiske cyklus og består af den fase, hvor nedbør, der når jordoverfladen, returneres til atmosfæren i form af damp.
Der er tre typer fordampningsprocesser, nemlig:
jeg. Fordampning fra frie vandflader (for eksempel reservoirer, vandløb og damme og søer);
ii. Fordampning fra landoverflader; og
iii. Fordampning fra vegetationstæksel (dvs. transpiration).
Fordampning er en diffusionsproces, hvor damp overføres fra de naturlige overflader på jorden til atmosfæren. Der er to væsentlige krav til fordampning at finde sted.
De er:
jeg. Tilgængelighed af kilder til varmeenergi til fordampning af vandet. Til fordampning er det nødvendigt at udskifte 590 kalorier pr. Gram vand fordampet ved 20 ° C uanset overfladen hvorfra fordampning finder sted. Kilden til varmeenergi kan enten være fra solstråling eller luftblæser over overfladen eller indefra den underliggende overflade.
ii. Eksistensen af dampkoncentrationsgradienten mellem fordampningsfladen og omgivende luft. Fordampning kan kun finde sted, hvis dampkoncentrationen ved fordampningsoverfladen er større end den, der er til stede i den overliggende luft.
Estimering af fordampning fra fri vandoverflade:
Statens forandring fra vand til damp opstår, når nogle molekyler i vandkroppen opnår tilstrækkelig kinetisk energi til at nå luften ovenfor. Denne bevægelse af molekyler (vandig damp) gennem vandoverfladen giver et tryk og kaldes damptryk.
Nogle af de molekyler, der kommer ud af vandkroppen, falder tilbage i vandet, da den vandige damp bliver kondenseret. Fordampning fra og kondensation i vandoverfladen er således kontinuerlige processer. Når antallet af molekyler, der forlader vandlegemet som damp er lig med antallet, der falder tilbage efter kondensation, siges en mætningsbetingelse at nå.
Det angiver en tilstand af ligevægt mellem det tryk, der udøves af de flydende molekyler og trykket i den omgivende atmosfære. Det er således klart, at fordampning vil være mere end kondens, hvis rummet over vandoverfladen ikke er mættet. Kort sagt er fordampningen en funktion af forskellen mellem damptrykket i vandets krop og damptryk af luften ovenfor.
Dalton (i 1802) viste at under givne betingelser:
E α (e s - e d )
eller E = (e s - e d ) Ѱ
Hvor E er fordampning
e s er mættet damptryk ved temperaturen af fordampningsoverfladen (mm Hg)
e d er mætnings damptryk ved daggpunktstemperaturen (mm Hg).
og Ѱ er en vindfaktor.
Flere empiriske ligninger til estimering af fordampning er udviklet på grundlag af Daltons lov. Nogle af dem er nævnt nedenfor. (Det kan bemærkes, at disse ligninger er i FPS-enheder).
(i) Meyers formel (udviklet i 1915):
E = c (e s - e d ) Ѱ
Hvor E er fordampningshastighed i tommer pr. 30 dages måned
c er en konstant = 11 for store dybe vandlegemer, og
= 15 for små lavvandede vandlegemer
e s er maksimalt damptryk i inches af Hg.
(i) svarende til månedlig gennemsnitlig lufttemperatur for små og lavvandede vandlegemer, og
(ii) Tilsvarende vandtemperatur for store og dybe vandlegemer.
e d er det faktiske damptryk i luft i inches af Hg.
(i) Baseret på månedlig gennemsnitlig lufttemperatur og relativ luftfugtighed for små og lave vandlegemer, og
(ii) Baseret på oplysninger omkring 30 ft over vandoverfladen til store og dybe vandlegemer.
Ѱ er en vindfaktor = (1 + 0, 1 ω)
ω er månedlig gennemsnitlig vindhastighed i mph ved ca. 30 ft over vandoverfladen.
(ii) Rohwer Formel (Udviklet i 1931):
E = 0, 771 (1, 465 - 0, 0186 B) (e s - e d )
Han betragtede effekten af atmosfærisk tryk og indførte en faktor (1.465 - 0.0186 B)
I ovenstående ligning
Ѱ = 0, 44 + 0, 118 ω
I denne ligning
E er fordampningshastighed i tommer pr. Dag.
B er gennemsnitlig barometrisk aflæsning i tommer kviksølv (Hg) ved 32 ° F.
e s er maksimalt damptryk i inches af Hg.
e d er det faktiske damptryk i luft baseret på månedlig gennemsnitlig lufttemperatur og relativ fugtighed i tommer af Hg.
ω er månedlig gennemsnitlig vindhastighed i mph.
(iii) Christiansen Formel (Det er metriske enheder):
E p = 0, 473 R. C t . C w . C s . C e . C m
hvor E p er fordampningstab i mm
R er ekstern jordstråling i mm (værdien af R varierer med breddegrad og også måned for måned).
C m er en koefficient for at repræsentere fordampning som gennemsnit for måneden.
Ct, Cw, Ch, Cs og Ce er koefficienter for temperatur, vindhastighed, relativ luftfugtighed, procent muligt solskin og højde alle udtrykt i samme enheder som E p . Til beregning af værdierne af forskellige koefficienter gav Christiansen separate udtryk. Udtrykkene er komplicerede og ikke inden for rammerne af undersøgelsen.
Begrænsninger af empiriske ligninger:
Ovennævnte ligninger lider af følgende begrænsninger:
(i) Anvendelse af disse ligninger er vanskelig, fordi det måske ikke er muligt at opnå de oplysninger, der er nødvendige for deres opløsning på ønskede steder.
ii) De fleste af de anvendte mængder er gennemsnitsværdier baseret på månedlige gennemsnit, hvorimod inddampning i praksis afhænger af den aktuelle situation på forskellige tidspunkter.
Fordampning fra jordoverflader:
Fordampningsmekanismen fra jordoverflader er i princippet ens i forhold til en observeret for fordampning fra vandoverfladerne. Desuden skal de flydende molekyler af vanddamp fra jorden overvinde modstanden på grund af jordpartiklernes tiltrækning til vandet.
Samme faktorer som påvirker fordampning fra fri vandoverflade påvirker også fordampningen fra jordoverfladen, men forskellen der eksisterer skyldes graden af vådhed af jordoverfladen. Fordampningshastigheden fra mættede jordarter er næsten identisk med fordampningshastigheden fra fri vandoverflade.
Når fugtindholdet i overfladejorden bliver mindre, falder fugtindholdet ved fordampning, og når det bliver ret lavt, ophører fordampningen praktisk talt. Det ses, at fordampning fra jordoverfladen vil fortsætte så længe som overfladen jordlag siger 10 cm til ler og 20 cm for sandige jordarter forbliver fugtige. Fordampningen fra jordoverfladen kan måles ved hjælp af lysimeter.
