1.4.1. Затраты тепла на испарение

Тепло, которое затрачивается на испарение воды с поверхности Земли, является одной из важнейших составных частей теплового баланса (рис. 1.4).  Затраты тепла на испарение определяются произведением скрытой теплоты испарения L=2256 кДж/кг на Е (скорость испарения в мм/с).  Скорость испарения зависит от скорости ветра, шероховатости испаряющей поверхности, стратификации приземного слоя воздуха. С этими величинами связаны коэффициент турбулентности ks и градиент массовой доли водяного пара ds/dz. Испарение определяется соотношением:

Е= -ρks ds/dz,
 (4)
где ρ – плотность воздуха; ds – массовая доля водяного пара. Из уравнения следует, что если ds/dz<0, т. е. водяной пар уменьшается с высотой, то Е>0, т.е. происходит испарение водяного пара с поверхности деятельного слоя, LЕ>0. Это значит, что за счет испарения поверхность теряет тепло, и наоборот, если ds/dz>0, то поток водяного пара направлен сверху вниз и Е<0, следовательно, происходит конденсация водяного пара с выделением тепла (LЕ<0) (Климатология, 1989).

Испарение зависит от характера увлажнения подстилающей поверхности и от влажности воздуха. В связи с этим условия испарения, а следовательно, и скорость  испарения над сушей и океаном различаются. Различие затрат тепла на испарение на суше и океане имеет большое значение в климатообразовании, в частности в формировании гигротермического режима воздушных течений океанического и континентального происхождения. Воды океанов, являясь отличным аккумулятором солнечного тепла, в конечном итоге путем испарения отдают это тепло в атмосферу и пополняют её влагосодержание.

Рис. 1.4. Затраты тепла на испарение за год (МДж/м2) (Климатология, 1989)

На суше затраты тепла на испарение изменяются от значений  менее 450–600 до величин около 2500 МДж/м2 в год. Первые имеют место в районах, отличающихся очень большой сухостью и потому недостатком влаги в почве (тропические и субтропические пустыни). Испарение в этих условиях ограничивается малым количеством выпадающих атмосферных осадков. В то же время над океанами на этих же широтах затраты тепла на испарение в 7–10 раз больше. Малы затраты тепла на испарение и в условиях почти постоянной насыщенности воздуха водяным паром из-за низких температур. Это характерно для полярных областей, особенно для Антарктиды. Предполагается, что во внутренних районах Антарктиды затрата тепла на испарение даже с избытком компенсируется сублимацией и конденсацией водяного пара на поверхности снега. Однако в прибрежной зоне, где часты относительно сухие стоковые ветры, годовая затрата тепла на испарение может достигать 420–630 МДж/м2. Наибольшее количество тепла (несколько более 2500 МДж/м2) затрачивается на испарение с суши в зонах влажных экваториальных и субэкваториальных климатов. В таких районах испарение лимитируется в основном не запасами влаги в почве, а величиной радиационного баланса и потому может достигать своего верхнего предела – испаряемости. Таким образом, максимальные потери на испарение наблюдаются над континентами, покрытыми влажными тропическими лесами, например, Экваториальная Африка, Южная Америка (Алисов Б.П., Полтараус Б.В., 1974).