Bay hơi: Định nghĩa và ước tính
Đọc bài viết này để tìm hiểu về định nghĩa và ước tính bốc hơi.
Định nghĩa:
Sự bay hơi là quá trình trong đó nước được thay đổi từ trạng thái lỏng hoặc rắn thành hơi thông qua việc truyền năng lượng nhiệt. Quá trình bay hơi của nước là một trong những thành phần cơ bản của chu trình thủy văn và bao gồm giai đoạn mà lượng mưa đến bề mặt trái đất được đưa trở lại bầu khí quyển dưới dạng hơi.
Có ba loại quá trình bay hơi, đó là:
tôi. Bốc hơi từ mặt nước tự do (ví dụ, hồ chứa, suối và ao hồ);
ii. Bốc hơi từ bề mặt đất; và
iii. Bốc hơi từ thảm thực vật (viz., Sự thoát hơi nước).
Sự bay hơi là một quá trình khuếch tán trong đó hơi được truyền từ các bề mặt tự nhiên trên trái đất vào khí quyển. Có hai yêu cầu thiết yếu cho sự bốc hơi diễn ra.
Họ đang:
tôi. Có sẵn nguồn năng lượng nhiệt để làm bay hơi nước. Đối với sự hóa hơi, không phân biệt bề mặt từ nơi xảy ra sự bốc hơi, cần phải trao đổi 590 calo mỗi gram nước bay hơi ở 20 ° C. Nguồn năng lượng nhiệt có thể là từ bức xạ mặt trời hoặc không khí thổi qua bề mặt hoặc từ bên trong bề mặt bên dưới.
ii. Sự tồn tại của gradient nồng độ hơi giữa bề mặt bay hơi và không khí xung quanh. Sự bay hơi chỉ có thể diễn ra nếu nồng độ hơi ở bề mặt bay hơi lớn hơn nồng độ trong không khí quá mức.
Ước tính bay hơi từ mặt nước miễn phí:
Sự thay đổi trạng thái từ nước sang hơi xảy ra khi một số phân tử trong cơ thể nước đạt được động năng đủ để tiếp cận không khí ở trên. Chuyển động này của các phân tử (hơi nước) qua bề mặt nước tạo ra áp suất và được gọi là áp suất hơi.
Một số phân tử thoát ra khỏi cơ thể nước rơi trở lại trong nước khi hơi nước bị ngưng tụ. Do đó, bay hơi từ và ngưng tụ vào mặt nước là các quá trình liên tục. Khi số lượng phân tử rời khỏi cơ thể dưới dạng hơi bằng số lượng rơi trở lại sau khi ngưng tụ, điều kiện bão hòa được cho là đạt tới.
Nó chỉ ra trạng thái cân bằng giữa áp suất tác động bởi các phân tử thoát ra và áp suất của khí quyển xung quanh. Như vậy rõ ràng là sự bốc hơi sẽ nhiều hơn ngưng tụ nếu không gian phía trên mặt nước không bão hòa. Nói tóm lại, sự bay hơi là một hàm của sự khác biệt giữa áp suất hơi của cơ thể nước và áp suất hơi của không khí ở trên.
Dalton (năm 1802) đã chỉ ra rằng trong các điều kiện nhất định:
E α (e s - e d )
hoặc E = (e s - e d )
Trong đó E đang bốc hơi
e s là áp suất hơi bão hòa ở nhiệt độ bề mặt bay hơi (mm Hg)
e d là áp suất hơi bão hòa ở nhiệt độ điểm sương (mm Hg).
và là một yếu tố gió.
Một số phương trình thực nghiệm để ước tính sự bốc hơi đã được phát triển trên cơ sở định luật Dalton. Một số trong số họ được đề cập dưới đây. (Có thể lưu ý rằng các phương trình này được tính theo đơn vị FPS).
(i) Công thức của Meyer (Được phát triển vào năm 1915):
E = c (e s - e d )
Trong đó E là tốc độ bay hơi tính bằng inch mỗi 30 ngày
c là hằng số = 11 đối với các vùng nước sâu lớn và
= 15 đối với các vùng nước nông nhỏ
e s là áp suất hơi tối đa tính bằng inch của Hg.
(i) Tương ứng với nhiệt độ không khí trung bình hàng tháng đối với các vùng nước nhỏ và nông, và
(ii) Tương ứng với nhiệt độ nước đối với các vùng nước lớn và sâu.
e d là áp suất hơi thực tế trong không khí tính bằng inch của Hg.
(i) Dựa trên nhiệt độ không khí trung bình hàng tháng và độ ẩm tương đối cho các vùng nước nhỏ và nông, và
(ii) Dựa trên thông tin khoảng 30 ft trên mặt nước đối với các vùng nước lớn và sâu.
Là hệ số gió = (1 + 0, 1)
là tốc độ gió trung bình hàng tháng tính bằng dặm / giờ ở độ cao khoảng 30 ft so với mặt nước.
(ii) Công thức Rohwer (Được phát triển vào năm 1931):
E = 0, 771 (1.465 - 0, 0186 B) (e s - e d )
Ông đã xem xét ảnh hưởng của áp suất khí quyển và đưa ra một yếu tố (1.465 - 0.0186 B)
Trong phương trình trên
= 0, 44 + 0, 125
Trong phương trình này
E là tốc độ bay hơi tính bằng inch mỗi ngày.
B là số đọc trung bình tính bằng inch của thủy ngân (Hg) ở 32 ° F.
e s là áp suất hơi tối đa tính bằng inch của Hg.
e d là áp suất hơi thực tế trong không khí dựa trên nhiệt độ không khí trung bình hàng tháng và độ ẩm tương đối tính bằng inch của Hg.
là tốc độ gió trung bình hàng tháng tính bằng mph.
(iii) Công thức Christiansen (Đó là đơn vị số liệu):
E p = 0, 473 R. C t . C w . C s . C e . C m
Trong đó E p là tổn thất bay hơi tính bằng mm
R là bức xạ ngoài mặt đất tính bằng mm (giá trị của R thay đổi theo vĩ độ và cũng theo tháng).
C m là một hệ số để biểu thị sự bốc hơi là trung bình của tháng.
C t, C w, C h, C s và C e là các hệ số về nhiệt độ, tốc độ gió, độ ẩm tương đối, phần trăm ánh nắng mặt trời có thể và độ cao đều được biểu thị theo cùng đơn vị với E p . Để tính toán các giá trị của các hệ số khác nhau, Christiansen đã đưa ra các biểu thức riêng biệt. Các biểu thức là một phức tạp và không thuộc phạm vi nghiên cứu.
Hạn chế của phương trình thực nghiệm:
Các phương trình trên chịu những hạn chế sau:
(i) Việc áp dụng các phương trình này là khó khăn vì có thể không có được thông tin cần thiết cho giải pháp của họ tại các vị trí mong muốn.
(ii) Hầu hết số lượng được sử dụng là giá trị trung bình dựa trên mức trung bình hàng tháng trong khi thực tế bốc hơi phụ thuộc vào tình hình thực tế tại thời điểm khác nhau.
Bốc hơi từ các bề mặt đất:
Các cơ chế bay hơi từ các bề mặt đất về nguyên tắc tương tự như một quan sát cho sự bay hơi từ các bề mặt nước. Ngoài ra, các phân tử thoát hơi nước từ đất phải vượt qua sức cản do sức hút của các hạt đất đối với nước.
Các yếu tố tương tự ảnh hưởng đến sự bốc hơi từ mặt nước tự do cũng ảnh hưởng đến sự bốc hơi từ bề mặt đất, tuy nhiên, sự khác biệt tồn tại là do mức độ ẩm của bề mặt đất. Tốc độ bay hơi từ đất bão hòa gần giống với tốc độ bay hơi từ mặt nước tự do.
Khi độ ẩm của đất bề mặt trở nên ít hơn, sự mất độ ẩm do bay hơi giảm và khi nó trở nên khá thấp thì sự bay hơi thực tế chấm dứt. Người ta thấy rằng sự bốc hơi từ bề mặt đất sẽ tiếp tục miễn là lớp đất bề mặt nông cho biết 10 cm đối với đất sét và 20 cm đối với đất cát vẫn còn ẩm. Sự bốc hơi từ bề mặt đất có thể được đo bằng lysimét.
