Climatologie

Evaporarea = trecerea apei din starea lichidă în starea gazoasă. Procesul are loc la suprafaţa lichidului şi se datorează faptului că în mişcarea lor haotică, unele dintre moleculele de apă ating viteze suficient de mari pentru a învinge rezistenţa peliculei de adsorbţie şi a pătrunde în aer. Continuând mişcarea haotică în aer, o parte din moleculele deja evaporate se întorc în lichid. În situaţiile în care cantitatea de vapori din aerul de deasupra crează suprasaturaţie, vaporii de apă în exces condensează.

Intensitatea procesului de evaporare depinde de două categorii de factori:

- condiţiile atmosferice: deficitul de saturaţie, viteza vântului, coeficientul schimbului turbulent, presiunea atmosferică, intensitatea radiaţiei globale, intensitatea radiaţiei efective;

- condiţiile fizice ale suprafeţei evaporante: temperatura, concentraţia soluţiei, conductibilitatea calorică, mişcările apei, structura şi umezeala aerului, prezenţa vegetaţiei, prezenţa zăpezii şi a gheţii, dimensiunile suprafeţei evaporante.

Intensitatea evaporării se exprimă în g/cm2.s sau în mm. Ea se determină atât prin metode experimentale cât şi prin metode de calcul. Printre acestea din urmă, o largă utilizare o are metoda lui August:

Q = k(E’-e / P)

Q = viteza (intensitatea) evaporării în g/cm2.s

K = coeficientul de turbulenţă al aerului

E’ = tensiunea de saturaţie corespunzătoare temperaturii suprafeţei evaporante

e = tensiunea reală a vaporilor la suprafaţa evaporantă

P = presiunea atmosferică

Influenţa temperaturii asupra vitezei de evaporare este inclusă prin tensiunea de saturaţie corespunzătoare temperaturii suprafeţei evaporante (E’).

Cu ajutorul formulei Mayer-Tihomirov se calculează cantitatea de apă evaporată de pe o suprafaţă într-un interval de o lună. Aceasta are forma:

Ql = (E-e)(15+3v)

Ql = grosimea în mm a stratului evaporat în luna analizată;

E = tensiunea de saturaţie corespunzătoare temperaturii medii a lunii analizate;

e = media lunară a tensiunii reale a vaporilor;

(E-e) = media lunară a deficitului de saturaţie;

v = viteza medie lunară a vântului.

Evaporării fizice i se adaugă evaporarea fiziologică sau transpiraţia plantelor. Cercetătorul C. W. Thornthwaite a denumit evapotranspiraţie procesul pierderii apei de pe o suprafaţă continentală oarecare prin ambele procese. Evapotranspiraţia care s-ar realiza de pe o suprafaţă continentală oarecare în cazul când aceasta ar dispune de cantităţi nelimitate de apă poartă numele de evapotranspiraţie potenţială sau maxim posibilă.

În natură, pe suprafeţele continentale, evapotranspiraţia reală sau efectivă este de regulă mai mică decât cea potenţială din cauză că apa nu este disponibilă în cantităţi nelimitate.

Măsurarea evapotranspiraţiei potenţiale se face atât experimental (evaporimetre) cât şi prin metode de calcul, mai ieftine şi mai uşor de utilizat.

Evapotranspiraţia reală se măsoară, de asemenea, prin metode experimentale şi de calcul. Printre metodele de calcul cele mai utilizate se numără cea bazată pe bilanţul hidrologic:

ET = P-(R+ds)

P = precipitaţii; R = scurgerea prin râuri, gheţari; ds = infiltraţia în sol.

Suprafaţa terestră evaporă anual 518.600 km3 de apă (100%), din care 447.900 km3 (86%) de pe mări şi oceane şi 70.700 km3 (14%) de pe continente. Ca rezultat al condensării, aceste cantităţi se întorc sub forma precipitaţiilor.

După climatologul american Glenn Trewartha, circa 80% din precipitaţiile căzute pe uscat sunt evaporate discret de pe suprafaţa solului, vegetaţiei, apelor continentale etc, iar 20% se scurg în oceane prin râuri şi gheţari. Scurgerea respectivă compensează cantitatea de apă cu care evaporaţia de pe oceane întrece precipitaţiile.

Umezeala aerului

Prezenţa în atmosferă a vaporilor de apă determină umezeala aerului. De valoarea acesteia depind în bună măsură cantitatea norilor şi a precipitaţiilor, opacitatea atmosferei, valorile bilanţului radiativ-caloric.

Tensiunea de saturaţie (E) este presiunea parţială a vaporilor de apă care saturează aerul la o temperatură dată. Ea este direct proporţională cu temperatura aerului. Tensiunea de saturaţie mai depinde şi de alţi factori: starea de agregare a apei, forma suprafeţei evaporante, conţinutul în săruri al apei.

Starea de agregare influenţează E în sensul micşorării acesteia deasupra gheţii (din cauza coeziunii moleculare mai mari, care face numărul moleculelor ce scapă de pe suprafaţa gheţii să fie mai mic) şi în sensul măririi deasupra apei (Eg<Ea). Eg creşte o dată cu creşterea temperaturii, egalizându-se cu Ea la 00C.

Forma suprafeţei evaporante creează condiţii diferite de evadare şi întoarcere a moleculelor din şi în masa lichidă, mărind sau micşorând tensiunea de saturaţie.

Când suprafaţa evaporantă este convexă (picături de apă), moleculele au de învins o rezistenţă mai mică la evadare (traversând pelicula de separaţie dintre partea concavă) şi mai mare la întoarcere. Pentru suprafeţele concave, evadarea este mai grea şi întoarcerea mai uşoară. Aşadar, Ecx>Ep>Ecv.

Picăturile care alcătuiesc norii sunt diferite, adică au curburi mai mari când sunt mai mici şi invers. Deci, în jurul picăturilor de apă ce alcătuiesc norii, E scade pe măsura creşterii acestora, aerul putând fi nesaturat pentru picăturile mici (care se evaporă) şi suprasaturat pentru cele mari (care cresc).

Suprafeţele concave apar frecvent în cazul apei dintre granulele solului sau din ţesuturile vegetale.

Conţinutul apei în săruri micşorează E cu atât mai mult cu cât concentraţia este mai mare. Fenomenul se datorează coeziunii mai mari a apei saline.

Condensarea

Trecerea apei din faza gazoasă în cea lichidă se numeşte condensare. Când vaporii trec direct în stare solidă, procesul se numeşte sublimare. Această denumire este improprie, ea fiind atribuită procesului respectiv prin extensie inversă (însemna iniţial evaporarea solidelor). În meteorologie, ambele procese sunt denumite de regulă “condensare”, diferenţierea făcându-se numai când este necesar.

Pentru ca vaporii de apă dintr-un volum de aer să condenseze, sunt necesare două condiţii esenţiale: suprasaturaţia, prezenţa nucleelor de condensare.

Suprasaturaţia se produce când un volum de apă ajunge la saturaţie (e=E) şi la suprasaturaţie (e>E) prin două procese distincte:

- prin scăderea temperaturii aerului (t = τ sau t < τ) (τ = temperatura punctului de rouă);

- prin creşterea cantităţii de vapori (e = E; e > E).

În natură, atingerea saturaţiei prin creşterea cantităţii de vapori se realizează mai dificil şi mai puţin frecvent, deoarece vaporii se împrăştie relativ uşor prin difuzie, turbulenţă, convecţie, advecţie.

Cel mai frecvent, aerul devine saturat şi suprasaturat, prin coborârea temperaturii sub punctul de rouă, ceea ce înseamnă că umezeala relativă depăşeşte 100%. Răcirea aerului se realizează radiativ, advectiv, adiabatic sau prin amestecul a 2 mase de aer cu temperaturi diferite.