INSTYTUT INŻYNIERII ŚRODOWISKA UNIWERSYTET ZIELONOGÓRSKI
		METEOROLOGIA INŻYNIERSKA LABORATORIUM
I ROK INŻYNIERII ŚRODOWISKA STUDIA DZIENNE GRUPA 28B		16.01.2005
EWAPOROMETR PICHE′A. AUTOR OPRACOWANIA: Adam Pluta

Źródłami zaopatrującymi atmosferę w parę wodną są przede wszystkim powierzchnie oceanów, mórz, jezior i rzek, wilgotna gleba, transpiracja roślin, wreszcie obszary pokryte śniegiem i lodem. Ogółem paruje rocznie około 520 000 km³ wody i tyle spada w formie opadów atmosferycznych, co równa się przeciętnie warstwie wody około 1000 mm średnio dla całej kuli ziemskiej. Zawartość pary wodnej w atmosferze, a ściśle mówiąc w troposferze ,waha się między 0 a 4%. Woda w zależności od temperatury może występować w atmosferze we wszystkich stanach skupienia, jest jedynym składnikiem powietrza o tego rodzaju właściwościach. Najwięcej pary wodnej znajduje się w powietrzu okołorównikowym, a najmniej w powietrzu okołobiegunowym i zwrotnikowym.

Woda w atmosferze uczestniczy pod postacią pary wodnej w reakcjach chemicznych lub tworzy środowisko reakcji dla innych substancji rozpuszczonych w niej. Krążenie wody przyczynia się do oczyszczania powietrza wychwytując i wymywając zanieczyszczenia z niego.

Para wodna w atmosferze również spełnia rolę w procesie wymiany ciepła. Parowanie wody jest związane z pobieraniem dużych ilości ciepła. Energia cieplna zostaje oddana atmosferze w procesie kondensacji pary wodnej, a produkty kondensacji głównie chmury silnie rozpraszają, odbijają i pochłaniają promieniowanie słoneczne jak również odbijają i pochłaniają promieniowanie długofalowe powierzchni ziemi (w paśmie promieni od 3 do 14 μm).

Kondensacja jest to proces odwrotny do procesu parowania. Gdy podczas parowania ciecz ulega zmianie w parę wodną, to przy kondesacji para ulega skropleniu, oddając otoczeniu tę samą ilość ciepła, którą zużyła w procesie parowania.

W wyniku kondensacji powstają tzw. hydrometeory, to jest te wszystkie widzialne za wyjątkiem chmur, zbiory cząsteczek wody w stanie ciekłym lub stałym, które zawdzięczają swe powstanie zawartej w atmosferze parze wodnej. W meteorologii zwłaszcza w synoptyce, używa się specjalnych symboli do ich oznaczania. Do najważniejszych hydrometeorów zalicza się mgłę, deszcz, mżawkę, śnieg, krupy, grad, słupki lodowe, rosę, szron, sadź i gołoledź. Pierwsze z nich tworzą się nad powierzchnią ziemi, ostatnie cztery na powierzchni gruntu. Dlatego też dla odróżnienia pierwsze nazywamy opadami atmosferycznymi, ostatnie zaś osadami, gdyż osadzają się one na gruncie i na przedmiotach na nich się znajdujących.

Ciecze stanowią zbiór drobin związków chemicznych w stanie płynnym. Poniżej temperatury krytycznej wzajemnego przyciągania są większe od siły odpychania. Każda drobina podlega sile grawitacji- przyciągania Ziemi. Podczas przenoszenia drobin na drodze np. z dna zbiornika do górnych warstw należy pokonać przeciwdziałania wynikające z siły ciążenia oraz wzajemnego przyciągania drobin znajdujących się na dnie i występujących na drodze przemieszczania. Drobiny, które znajdują się na powierzchni cieczy są przyciągane przez drobiny w niższej warstwie. Te siły są większe od przyciągania drobin gazów, graniczących z cieczą. Istnienie procesu parowania wiąże się więc z wykonywaniem znacznej pracy. Powierzchnia cieczy jest szczególną przeszkodą, przez którą mogą przedostać się tylko drobiny, mające bardzo dużą energię kinetyczną. Temperatura cieczy jest wykładnikiem wypadkowej ruchu drobin. W danej objętości cieczy znajdują się drobiny o znacznie większej i znacznie mniejszej energii, w porównaniu z przeciętną, wypadkową wartością. Przejście drobin z fazy ciekłej do gazowej wymaga znacznej energii, niezbędnej do wykonania wspomnianej pracy. Z tego powodu konieczne jest dostarczenie energii z otoczenia, nawet dla najbardziej aktywnych drobin, odpowiadającej utajonemu ciepłu parowania. Drobiny, które przedostały się przez obszar sił napięcia powierzchniowego, przechodzą do atmosfery w postaci gazu - pary wodnej, pokonując siłę ciśnienia atmosferycznego.

Głównym źródłem energii dla procesu parowania jest promieniowanie słoneczne. W przypadku ujemnych wartości bilansu promieniowania proces parowania może odbywać się tylko dzięki energii cieplnej, zmagazynowanej w masie cieczy, dostarczaniu ciepła z podłoża, na którym znajduje się ciecz oraz wymianie cieplnej pomiędzy atmosferą i powierzchnią. Po dostarczeniu odpowiedniej ilości energii wytworzona para nasyca przylegające do powierzchni warstwę powietrza na drodze dyfuzji molekularnej. W przypadku braku ruchów powietrza zmniejsza się stopniowo niedosyt wilgotności, dochodzi do pełnego nasycenia i proces parowania ustaje nawet w warunkach nieprzerwanego dopływu energii. Istotną rolę odgrywają więc ruchy powietrza powodując odprowadzenie wzbogaconych parą wodną warstw do dalej położonych obszarów. Zjawisko parowania możemy traktować z punktu widzenia prawa zachowania energii jako jeden z procesów bilansu cieplnego. Z punktu widzenia prawa zachowania materii parowanie jest przejściem drobin z obszaru o większej koncentracji ( ciecz) do obszaru o mniejszej koncentracji (gaz).

Parowanie wolnej powierzchni wodnej.

Parowanie powierzchni wodnej w przypadku warstwy wypełniającej dowolne zagłębienie podłoża ( np. wgłebienie liścia, kałuża, jezioro, ocean) wykazuje określone prawidłowości. Czynnikami pierwotnymi są, opisane poprzednio, warunki dostarczenia energii i odprowadzania pary wodnej. Ważną rolę odgrywa kształt i wielkość powierzchni, gdyż zależy od nich efekt brzegowy. Powietrz napływające z obszarów lądu nad zbiornik wodny charakteryzuje się zazwyczaj znacznie mniejszą zawartością pary wodnej i większym niedosytem. Podczas przechodzenia nad powierzchnią zbiornika następuje zwiększenie wilgotności powietrza. Im dłuższa droga przesuwania się powietrza nad zbiornikiem, tym bardziej zmniejsza się niedosyt w jego najniższej warstwie. Z tego powodu zbiornik o takim samym kształcie i głębokości, lecz różnych wielkościach powierzchni wysychają w niejednakowym czasie. Położenie podłużne lub poprzeczne osi w stosunku do najczęściej zdarzających się kierunków wiatru ma więc istotne znaczenie. Rozwinięcie i zróżnicowanie linii brzegowej również zwiększa straty spowodowane parowaniem. Zanieczyszczenia powierzchni mogą mieć znaczenie dla bilansu promieniowania krótkofalowego, głębokości przenikania promieni słonecznych i sił napięcia powierzchniowego. Wzrost stężeń rozpuszczalnych w wodzie zanieczyszczeń zmniejsza parowanie, zaś dopływ ciepłych wód przemysłowych poważnie je zwiększa. Ruchy powietrza, wywołujące falowanie, zwiększa powierzchnię, z której odbywa się proces parowania. Przy dużych prędkościach wiatru może nastąpić odrywanie pojedynczych kropli od grzbietów fal, które znacznie łatwiej wyparowują. Poważne znaczenie ma również kształt dna i jego spadek przy brzegach, zwiększenie powierzchni parującej w przypadku, gdy fale zalewają część np. plaży. Ze względu na bardzo małą ilość stacji pomiarowych wylicza się wielkości parowania wolnej powierzchni wodnej na podstawie wzorów, wynikających z praw fizyki. Podstawę stanowi wzór Daltona: E=f(v)*(e_o-e), gdzie f(v)- fynkcja ruchu powietrza

e_o- prężność pary wodnej w temp. powierzchni wody,

e- aktualna prężność pary wodnej w powietrzu.

Potwierdzeniem ważności zagadnienia i praktycznych potrzeb oceny wielkości parowania, niezbędnej dla projektowania budowli wodnych, gospodarki wodnej zbiornika itp. jest istnienie ponad 200 wzorów różnych autorów. Dla szczegółowej oceny wielkości parowania zbiornika wodnego należy uwzględnić na podstawie wykonanych pomiarów przede wszystkim: prędkość wiatru, temp. wody, aktualną prężność pary wodnej w atmosferze, rozmiary i kształt zbiornika, a w przypadku braku szczegółowych danych- wszystkie czynniki, które mają istotny wpływ na temperaturę wody, bilans promieniowania i warunki odprowadzania wytworzonej pary wodnej do atmosfery. Na wielkość parowania znaczny wpływ wywiera roślinność wodna. Obszar jeziora zarośnięty np. trzciną wyparowuje z 1m² ok. 2,5 raza więcej w porównaniu z fragmentem powierzchni wody bez roślin.

Parowanie terenowe.

Pojęcie parowania terenowego obejmuje sumę całkowitej ilości wody, która przeszła z powierzchni lądowej do atmosfery. Wyróżniamy parowanie gleby bez pokrywy roślinnej, parowanie roślin (transpirację), parowanie z opadów i osadów wody, która zatrzymała się na fragmentach roślin i przedmiotów(intercepcję), parowanie wolnej powierzchni wodnej, która okresowo zatrzymała się w zagłębieniach terenu i parowanie pokrywy śnieżnej lub lodu.

Parowanie gleby. Warunkiem koniecznym istnienia zjawiska jest obecność wody w zasięgu działania atmosfery, której oddziaływanie obejmuje dość głębokie warstwy podłożą. Woda znajdująca się w glebie pochodzi z opadów atmosferycznych, podsiąkania z głębszych warstw oraz kondensacji pary wodnej wewnątrz przestworów glebowych i występuje w różnych postaciach. Przenoszenie wytworzonej pary wodnej do atmosfery zależy od warunków wymiany powietrza glebowego z przygruntową warstwą powietrza. Przesuszenie powierzchniowej warstwy i obniżenie poziomu wód gruntowych powodują wydłużenie drogi wytworzonej pary wodnej wewnątrz przestworów glebowych. W miarę obniżenia się poziomu obszaru wymiany pomiędzy powietrzem i wodą glebową obserwujemy coraz słabsze działanie oddychania gleby, ruchów turbulencyjnych powietrza i zmiana ciśnienia atmosferycznego. Istotną rolę odgrywa struktura i układ powierzchniowej warstwy gleby. Zabiegi agrotechniczne przerywają większość przestworów, którymi może wydostawać się para wodna i powodują zmniejszenie parowania gleby. Podobne działanie wywiera warstwa namułu pozostała po nawodnieniu zalewowym, zatkanie wylotów przestworów glebowych przez części gruzełków powierzchniowej warstwy gleby, rozbitych przez uderzenia dużych kropli deszczu itp.

Transpiracja (parowanie biologiczne) obejmuje proces przejścia wody do atmosfery za pośrednictwem organizmów roślinnych. Przemiany stanu skupienia wody odbywają się w przestworach międzykomórkowych, do których przenika powietrze atmosferyczne przez aparaty szparkowe. Komórki otaczające otwór mogą regulować wielkość powierzchni, aż do całkowitego zamknięcia. Dostarczenie wody z gleby do liści, a czasem innych części roślin, z których przez aparaty szparkowe przechodzi w postać pary do atmosfery, jest skomplikowanym procesem. Tylko część całkowitych zasobów wodnych gleby może zostać pobrana przez system korzeniowy, gdyż pozostała ilość występuje w postaci niedostępnej dla roślin. Prawidłowa praca systemu korzeniowego zależy od ilości tlenu w atmosferze glebowej. Zasięg pionowy i poziomy korzeni, a więc obszar gleby z której mogą pobrać wodę, zależy od fazy rozwojowej, gatunku, a nawet odmiany roślin. Jeżeli założymy, że w danym momencie dostarczenie wody do liści odbywa się prawidłowo, to ilość pary wodnej przechodzącej do atmosfery zależeć będzie od działalności aparatów szparkowych. Przekroczenie oporu środowiskowego danej rośliny, znajdującej się w danej fazie rozwojowej, w zakresie natężenia promieniowania słonecznego, zbyt wysokiej temperatury powietrza, prędkości wiatru, niedosytu wilgotności itp. powoduje zamykanie szparek. W takim przypadku zostaje ograniczona transpiracja. Jeżeli niekorzystne warunki środowiska działają przez dłuższy czas, wówczas niektóre liście tracą częściowo ciśnienie wewnętrzne soku wypełniającego komórki, więdną, a nawet wysychają. W ten sposób rośliny zmniejszają powierzchnię parującą. Transpiracja przebiega na ogół na podobnych zasadach jak parowanie fizyczne, w warunkach prawidłowego przebiegu zasilania roślin wodą oraz w obrębie granic oporu środowiskowego. Istotne zmiany wielkości transpiracji występują w okresie krytycznych potrzeb wodnych roślin, który na ogół następuje podczas kwietnia. W tych okresach transpiracja może wielokrotnie przewyższyć wielkości parowania fizycznego. Inną formą strat wody z organizmu roślinnego jest gutacja, przy której woda wydobywa się na zewnątrz w postaci kropli. To zjawisko stanowi z reguły reakcję obronną na nadmierne uwilgotnienie środowiska.

Pomiary parowania terenowego. Metoda bilansu cieplnego jest uniwersalna i pozwala na określenie parowania dowolnej części powierzchni. Wymaga jednak dokładnych pomiarów całkowitego bilansu promieniowania, wymiany cieplnej z podłożem oraz atmosferą. Ze względu na trudności nie tylko wykonywania ciągłych pomiarów lecz również ich interpretacja, metoda ta nie znalazła jeszcze szerokiego zastosowania. Najwięcej uzyskano materiałów metodą bilansu wodnego dorzecza, która na podstawie przychodu wody w postaci opadów i wielkości odpływu na przekroju zamykającym zalewnie, pozwala wyznaczyć ogólne straty. W przypadku długoletniego ciągu obserwacji możemy pominąć ilość wód opadowych , które znajdują się w podłożu. Natomiast dla krótszych okresów należy dysponować danymi pomiarowymi, informującymi o wielkości retencji całej zlewni. Metoda bilansu wodnego podłoża polega na regularnych pomiarach zasobów wody w profilu, np. glebowym. Różnicę pomiędzy wynikami kolejnych obserwacji pozwala na stwierdzenie w jakim stopniu przychód w postaci opadów i podsiąku z głębszych warstw uzupełni straty spowodowane parowaniem terenowym i odpływem w głąb. Pomiarem jest objęta zazwyczaj metrowej głębokości warstwy gleby. Za pomocą ewaporometrów i lizymetrów uzyskujemy bardzo dokładne wyniki pomiaru, lecz w przypadku małej powierzchni parującej, niewielkiej objętości gleby, nienaturalnych warunków podsiąku z głębszych warstw i przesiąku w głąb, warunków najbliższego otoczenia itp. tylko niektóre konstrukcje zapewniają wiarygodn informacje o wielkości parowania terenowego.

Ewapotranspiracja potencjalna dotyczy maksymalnie możliwego parowania zwartego ładu roślin, rosnącego na glebie o stale zachowanych optymalnych warunkach powietrzno-wodnych. Wspomniana definicja dotyczy wielkości parowania w ściśle określonych warunkach, zapewniających nieograniczone zasoby wodne powierzchni czynnej.

Do wyznaczenia wielkości ewapotranspiracji potencjalnej stosuje się m. in: wzór Turca:

, gdzie t-średnia miesięczna temperatura powietrza na wys. 2 m,

I_o-suma natężenia promieniowania na górnej granicy atmosfery,

- usłonecznienie względne.

Parowaniem potencjalnym nazywa się maksymalne możliwe parowanie, nie ograniczone zapasami wilgoci. Tego rodzaju parowanie jest parowaniem z naczynia ewaporometru, do którego regularnie dolewa się wodę. Parowanie z powierzchni zbiornika wodnego lub nadmiernie wilgotnego gruntu również może być nazywane parowaniem potencjalnym. Jednak w przypadku dużej powierzchni wodnej jest ono mniejsze niż parowanie, wyznaczane za pomocą ewaporometru.

Szybkość parowania V wyraża się w milimetrach grubości warstwy wody, która wyparowuje w ciągu jednostki czasu, np. w ciągu doby, z danej powierzchni. Jest ona przede wszystkim proporcjonalna do różnicy pomiędzy prężnością pary wodnej w stanie nasycenia przy temperaturze powierzchni parującej, a faktyczną prężnością tej pary w powietrzu. Wartość e_max-e nazywa się niedosytem wilgotności powietrza przy aktualnej temperaturze powierzchni parującej. Im miejsza jest różnica, tym powolniej przebiega parowanie, tj. tym mniej pary wodnej przechodzi do powietrza w ciągu jednostki czasu. Poza tym szybkość parowania jest odwrotnie proporcjonalna do ciśnienia atmosferycznego p, co jednak ma znaczenie przy porównywaniu warunków parowania na różnych wysokościach.

Wreszcie parowanie zależy od prędkości wiatru v, ponieważ wiatr i związana z nim turbulencja przenoszą parę wodną znad powierzchni parującej i podtrzymują niezbędny niedosyt wilgotności w bezpośredniej bliskości od tej powierzchni.

Wielkości charakteryzujące zawartość pary wodnej w atmosferze.

1. Maksymalna zawartość pary wodnej w powietrzu e_max

Chłonność powietrza w stosunku do wytwarzającej się pary wodnej jest ograniczona. Jeżeli powietrze zawiera maksymalnie możliwą jej ilość, mamy do czynienia ze stanem nasycenia (para wodna nasycona). Jej wartość odczytujemy z tablic, i jest ona różna dla różnych temperatur.

2. Aktualna zawartość pary wodnej w powietrzu e

Tylko w nielicznych przypadkach obserwujemy nasycenie powietrza atmosferycznego parą wodną. Za pomocą psychrometru oznaczamy rzeczywistą zawartość pary wodnej w powietrzu podczas momentu wykonywania obserwacji. Zmierzoną wielkość określamy jako aktualną prężność pary wodnej i wyrażamy w hPa, które można przeliczyć na ilość g pary wodnej w 1m³ powietrza, ze wzoru :

0,795 e (hPa)

e _{(g · m}^-3) =

• + 0,00366 t

t - temperatura powietrza w º C

3. Wilgotność bezwzględna powietrza (gęstość pary wodnej )

Jest to ilość kilogramów (g) pary wodnej jaka zawarta jest w 1 m³ powietrza wilgotnego [kg / m³ ; g / m³ ]

4. Wilgotność względna f

Jest to stosunek aktualnej zawartości pary wodnej w powietrzu do maksymalnej (prężność pary wodnej), wyrażony w % :

f =
· 100 %

5. Niedosyt wilgotności powietrza d

informuje on o ilości pary wodnej, która jeszcze może pomieścić powietrze w chwili obserwacji :

d = e_max - e

Ewaporometr Wilda- służy do pomiarów parowania wskaźnikowego, które jest jedną z fizycznych form parowania wolnej powierzchni wody. Wypełniony wodą blaszany zbiornik o powierzchni 250 cm² umieszczony jest na uchylonej wadze , której skala wycechowana w mm, pozwala na określenie ubytku ciężaru spowodowanego zmniejszeniem grubości warstwy wody . Ewaporometr Wilda ustawiony jest na trawniku ogródka meteorologicznego pod daszkiem żaluzjowym tak, aby powierzchnia parująca znajdowała się na wysokości 50 cm nad powierzchnią terenu. Pomiary wykonuje się o 7 godz. . Po wykonaniu odczytu, uzupełnia się codziennie objętość wyparowanej wody w ten sposób, aby wskazówka na skali pokazywała zawsze przyjętą stałą wartość ( np.2,0 mm ) . Dzięki takiej metodyce pomiarów , dobowa suma parowania odpowiada różnicy pomiędzy wspomnianą wartością stałą ( odczyt kontrolny ) a odczytem rzeczywistym po upływie 24 godzin. Wynik obliczenia wpisuje się jako sumę parowania za dobę poprzedzającą pomiar aktualny.

Ewaporometr Piche`a.

W polskie sieci obserwacyjnej podstawowym przykładem pomiarowym parowania jest ewaporometr Piche`a. Przyrząd ten umieszczony jest w klatce meteorologicznej. Jest to szklana rurka o długości 25-30 cm i średnicy 10 - 15 mm. Jeden koniec rurki jest zatopiony, drugi otwarty na który nakłada się pierścień dociskowy. Na ścianie jest wytrawiona podziałka w cm<sup>3</sup>, której początek znajduje się przy końcu zatopionym. Przyrząd napełnia się wodą destylowaną, otwór przykrywa się krążkiem bibuły przekłutym w środku (umożliwia to dostęp powietrza) i dociska do krawędzi rurki pierścieniem dociskowym. Odwróconym otwartym końcem do dołu ewaporometr zawiesza się u sufitu klatki. Woda znajdująca się w rurce wsiąka w bibułę i z niej paruje. Różnicę poziomu wody między kolejnymi obserwacjami dają informację o ilości (objętości) wyparowanej wody. Oczywiście pomiarów parowania ewaporometrem Piche`a dokonuje się w okresie z temperaturą powietrza powyżej 0^oC (najczęściej od połowy kwietnia do połowy października). Pomiary na stacjach i posterunkach meteorologicznych wykonuje się tylko za pomocą ewaporometru Piche`a. Badania w szerszym zakresie są prowadzone w ramach rozszerzonego programu obserwacji, np. na stacjach agrometeorologicznych. Stosowane są tu ewaporometry do pomiaru parowania z walnej powierzchni wody lub lizymetry - do pomiaru parowania terenowego.

Ewaporometr Piche`a.

W polskiej sieci obserwacyjnej podstawowym przykładem pomiarowym parowania jest ewaporometr Piche`a. Przyrząd ten umieszczony jest w klatce meteorologicznej. Jest to szklana rurka o długości 25-30 cm i średnicy 10 - 15 mm. Jeden koniec rurki jest zatopiony, drugi otwarty na który nakłada się pierścień dociskowy. Na ścianie jest wytrawiona podziałka w cm<sup>3</sup>, której początek znajduje się przy końcu zatopionym. Przyrząd napełnia się wodą destylowaną, otwór przykrywa się krążkiem bibuły przekłutym w środku (umożliwia to dostęp powietrza) i dociska do krawędzi rurki pierścieniem dociskowym. Odwróconym otwartym końcem do dołu ewaporometr zawiesza się u sufitu klatki. Woda znajdująca się w rurce wsiąka w bibułę i z niej paruje. Różnicę poziomu wody między kolejnymi obserwacjami dają informację o ilości (objętości) wyparowanej wody. Oczywiście pomiarów parowania ewaporometrem Piche`a dokonuje się w okresie z temperaturą powietrza powyżej 0^oC (najczęściej od połowy kwietnia do połowy października). Pomiary na stacjach i posterunkach meteorologicznych wykonuje się tylko za pomocą ewaporometru Piche`a. Badania w szerszym zakresie są prowadzone w ramach rozszerzonego programu obserwacji, np. na stacjach agrometeorologicznych. Stosowane są tu ewaporometry do pomiaru parowania z walnej powierzchni wody lub lizymetry - do pomiaru parowania terenowego. Ewaporometr Piche`a pozwala na wyznaczenie sumy dobowego parowania. Za dobę parowania uważa się okres od pierwszej obserwacji (7.00 CŚE lub 08CWE) danego dnia do pierwszej obserwacji dnia następnego. Ubytek wody (cm³) w ewaporometrze można więc określić znajdując różnicę pomiędzy odczytem o godzinie 7 dnia następnego i odczytem dnia danego o 7, jeżeli pomiędzy tymi obserwacjami nie dolewano wody do przyrządu. W przypadku dolania wody do ewaporometru należy obliczyć ubytek wody od pierwszej obserwacji danego dnia do momentu dolania wody i od momentu dolania wody do pierwszej obserwacji dnia następnego oraz dodać oda częściowe ubytki, które będą określały sumę dobową parowania.

Ubytek wody w cm³ można przeliczyć na grubość warstwy wyparowanej wody.
, gdzie
- grubość wyparowanej wody w mm,

q - objętość wyparowanej wody cm³,

s - powierzchnia parująca krążka bibuły w cm³.

Powierzchnia parująca będzie równa:
,

R - promień krążka bibuły w mm,

r - promień rurki ewaporometru w mm,

h - grubość zmoczonego krążka bibuły w mm.

Na podstawie tak wyliczonych wartości dobowych wylicza się sumę miesięczną wyparowanej wody w cm³ lub grubości warstwy wody, jaka wyparowała w tym okresie w mm.

Opracowanie klimatologiczne parowania mają bardzo duże znaczenie zwłaszcza dla rolnictwa oraz gospodarki wodnej ponieważ są niezbędne do określenia bilansu wodnego danego obszaru.

Opracowanie obserwacji

Ewaporometr pozwala na wyznaczenie sumy dobowego parowania. Za dobę parowania uważa się okres od pierwszej obserwacji (7.00 CŚE lub 08CWE) danego dnia do pierwszej obserwacji dnia następnego. Ubytek wody (cm³) w ewaporometrze można więc określić znajdując różnicę pomiędzy odczytem o godzinie 7 dnia następnego i odczytem dnia danego o 7, jeżeli pomiędzy tymi obserwacjami nie dolewano wody do przyrządu. W przypadku dolania wody do ewaporometru należy obliczyć ubytek wody od pierwszej obserwacji danego dnia do momentu dolania wody i od momentu dolania wody do pierwszej obserwacji dnia następnego oraz dodać oda częściowe ubytki, które będą określały sumę dobową parowania.

Ubytek wody w cm³ można przeliczyć na grubość warstwy wyparowanej wody.
, gdzie
- grubość wyparowanej wody w mm,

q - objętość wyparowanej wody cm³,

s - powierzchnia parująca krążka bibuły w cm³.

Powierzchnia parująca będzie równa: s = 2*R²- r² + 2* R* h cm³

R - promień krążka bibuły w mm,

r - promień rurki ewaporometru w mm,

h - grubość zmoczonego krążka bibuły w mm.

Na podstawie tak wyliczonych wartości dobowych wylicza się sumę miesięczną wyparowanej wody w cm³ lub grubości warstwy wody, jaka wyparowała w tym okresie w mm.

Charakterystyki klimatologiczne

Ponieważ pomiary parowania nie są tak rozpowszechnione jak pomiary innych elementów meteorologicznych. Do najważniejszych charakterystyk należy zaliczyć sumy miesięczne , sezonowe oraz roczne wielkości parowania różnego rodzaju. Sa to sumy parowania potencjalnego, sumy parowania z wolnej powierzchni wody oraz sumy parowania terenowego. Opracowanie klimatologiczne parowania mają bardzo duże znaczenie zwłaszcza dla rolnictwa oraz gospodarki wodnej ponieważ są niezbędne do określenia bilansu wodnego danego obszaru.

---