Consideratii generale; evaporarea, evapotranspiratia

Consideratii generale; evaporarea, evapotranspiratia

In natura apa se poate gasi in cele trei forme de agregare: gazoasa, lichida si solida, care se deosebesc intre ele prin proprietatile lor fizice. In natura apa formeaza un sistem cu un singur component, iar cele trei stari de agregare se numesc faze. Apa sub forma de vapori, este singurul din constituientii atmosferici care sub actiunea temperaturii poate trece dintr-o faza in alta. Datorita agitatiei moleculare acest sistem va suferi un transfer permanent. Starea de echilibru este atinsa cand inceteaza schimburile, sau acestea se compenseaza reciproc.

Vaporii de apa patrund in atmosfera datorita fenomenului de evaporare, adica a vaporizarii la suprafata apei: evaporarea apelor oceanelor, marilor, lacurilor, raurilor, evaporarea apei din sol, transpiratia plantelor si a animalelor, iar in atmosfera libera, evaporarea picaturilor de apa, a fulgilor de zapada si a cristalelor de gheata din nori.

Cantitatea de apa evaporata anual este evaluata la aproximativ 52 x 10⁴ km³, din care aproximativ 45 x 10⁴ km³ provin din mari si oceane, iar restul de 7 x 10⁴ km³ provin din sol.

Din energia Soarelui primita de Pamant, 25I este folosita pentru evaporare.

Pentru o anumita temperatura, se poate stabili o stare de echilibru intre numarul moleculelor care trec din starea lichida in starea gazoasa si invers.

Difuzarea vaporilor de apa de la sursa de vaporizare, este favorizata de curentii de advectie si convectie si de schimbul turbulent. Vaporii de apa se pot raspandi in toata troposfera, uneori putand ajunge pana in partea inferioara a stratosferei.

Umiditatea atmosferei este foarte importanta pentru viata plantelor, conditionand intensitatea transpiratiei si influentand direct consumul de apa.

Umiditatea excesiva franeaza infloritul si fecundarea, franeaza desfasurarea proceselor de coacere, mareste continutul de apa in bob si in pai, favorizeaza dezvoltarea bolilor si daunatorilor.

Umezeala aerului exercita o puternica influenta asupra proceselor fiziologice, afectand in special procesele de termoreglare. Vaporii de apa din atmosfera absorb radiatile I.R. mentinand starea de caldura a atmosferei.

Evaporarea are loc la orice temperatura, dar cu cat aceasta este mai mare, cu atat evaporarea este mai intensa.

De aceea temperatura este unul din factorii cei mai importanti a ceea ce se numeste "putere evaporizanta a atmosferei".

Legea lui Dalton permite calculul de apa evaporata:

Q = unde:

Q - este cantitatea de apa evaporata

A - factor dependent de viteza vantului

S - suprafata evaporanta

E-e - deficitul de saturatie, dependent de temperatura

t - timpul de evaporare

p - presiunea atmosferica.

In natura evaporarea constituie un proces mult mai complex, deoarece pe langa evaporarea propriu-zisa, fizica, apare si evaporarea fiziologica, din transpiratia plantelor. Apa evaporata din sol, impreuna cu transpiratia plantelor formeaza evapotranspiratia.

La suprafata solului, evaporarea depinde de continutul de apa al solului, de apa capilara, de energia calorica a solului, de presiunea atmosferica, de temperatura aerului, de radiatia solara, de viteza vantului si umiditatea atmosferica.

La suprafata apelor, evaporarea depinde de concentratia in saruri, de intindere si adancime, de dinamismul suprafetelor. La evaporarea fiziologica rolul principal este jucat de rezerva de apa din sol.

Exista o mare diferenta intre evaporarea reala, efectiva, actuala si evaporarea potentiala, adica evaporarea maxima in anumite conditii.

Evapotranspiratia depinde in primul rand de temperatura aerului si de cantitatea de apa din sol. Thornthwaite introduce notiunea de evapotranspiratie potentiala, adica de evaporarea maxima ce se produce intr-un organism vegetal alimentat continuu cu apa. Necesarul de apa reprezinta apa de care trebuie sa dispuna solul pentru ca planta sa se dezvolte in cele mai bune conditii. Peste sau sub acest necesar, plantele sufera. Evapotranspiratia poate fi folosita ca un indice termic, exprimand eficacitatea temperaturii.

Evapotranspiratia reala (ETR) reprezinta cantitatea de apa pierduta de planta in functie de parametrii atmosferici, starea solului si a plantei.

Este evident faptul ca atingerea evapotranspiratiei potentiale (ETP) se inregistreaza numai cand solul este alimentat nelimitat cu apa.

ap@ nelimitat

ETR ----- ----- --------- ----- ----- ETP

De exemplu, in Sahara, valoarea ETP-ului este de 4000 mm. (1mm=1l/m²), dar in realitate ETR este aproape zero (MARCU, M., 1983).

In Baragan evaporatia este de aproximativ 800 mm, pe cand evaporatia reala este doar 500 mm. Diferenta de 300 mm trebuie compensata fie prin irigatii, fie prin reducerea evapotranspiratiei potentiale spre valoarea de 500 mm.

De altfel, maximul de recolta se obtine cand raportul ETP/ETR=1 (Berbecel, O., si colab., 1970), conform figurii

Pierderea de apa prin evaporare din sol sau prin transpiratie depinde in principal de diferenta de presiune la suprafata solului sau a frunzei si presiunea atmosferica. La randul ei aceasta diferenta de presiune depinde de:

radiatia neta R_n;

temperatura aerului rezultata din R_n;

deficitul de saturatie;

miscarile aerului pe verticala si orizontala;

gradul de aprovizionare cu apa al suprafetei de evaporare;

particularitatile fiziologice ale plantelor;

caracteristicile solului (Berbecel, O., 1970).

Pierderea apei din sol si din frunze depinde de fractiunea disponibila din bilantul energetic total. Intr-o perioada de 24 de ore pentru bilantul energetic, tinand cont de mai multe masurari specifice, Berbecel propune formula:

R_g(1-a)+R_a+LC=LE+R_t Q  in care:

-R_g=radiatia globala de unde scurte;

-R_a=radiatia atmosferica;

-R_t=radiatia de suprafata sol si plante;

-a=albedoul suprafetelor;

-C=caldura de condensare;

-E=evapotranspiratia;

-Q=energia advectiva (pe orizontala);

-L=caldura latenta de evaporare.

Radiatia neta R_n are expresia:

R_n=L(E-C) Q

Marimea L(E-C) este semnificativa in calculul energiei necesara schimbului sistemului sol-planta cu atmosfera.

Evapotranspitatia potentiala ETP oscileaza intre 300 si 2000 mm pe an. Cele mai mari valori se gasesc in regiunile desertice (pana la 4000 mm), iar in climatele de stepa si silvostepa, ETP are valori cuprinse in intervalul (400, 900 mm).

In conditiile Romaniei, ETP are valori neglijabile in sezonul rece si ajunge la 150 mm in lunile de vara, in special in partea de sud a tarii.

Dificultatile de natura termica in determinarea practica a evapotranspiratiei, a dus la elaborarea unor formule de calcul teoretic. Formula lui Thornthwaite permite un calcul suficient de precis al ETP:

ETP=1,6 In care:

-t=temperatura medie a aerului pe perioada considerata;

-a=functie complexa a indicelui I

-I=indicele termic annual, rezultat din insumarea indicilor termici lunari;

iar pentru I_I=(0,2.t)^1,514

Din pacate acest mod de calcul este anevoios si dupa parerea lui Berbecel, O., si colab., 1970 formula Thornthwaite minimalizeaza ETP in climatele sau lunile cu dificit de precipitatii si o maximalizeaza in climatele umede.

MARCU, M., 1983, a intocmit tabele si o monograma pentru determinarea indicelui I a ETP, in ziua cu durata de 12 ore.

Papadakis propune o formula mai simpla:

E=0,5625 (e_max - e_min-2)  in care:

-E=ETP lunara, exprimata in cm.

-e_max=tensiunea de saturatie corespunzatoare mediei maximilor zilnice, exprimata in mb.

-e_min-2=tensiunea de saturatie corespunzatoare mediei minimelor zilnice minus 2; valoarea 2 reprezinta diferenta normala dintre media minimelor zilnice si punctul de roua.