Plan pracy:

1. Parowanie i proces fizyczny parowania.

2. Parowanie wolnej powierzchni wodnej.

3. Parowanie terenowe.

1. Parowanie gleby.

2. Transpiracja.

3. Gutacja.

4. Zjawisko intercepcji.

5. Pomiary parowania terenowego.

4. Parowanie potencjalne.

1. Ewapotranspiracja potencjalna.

2. Współczynniki empiryczne.

3. Obliczanie parowania potencjalnego.

4. Przebieg średnich wieloletnich sum dekadowych parowania.

5. Średnie wartości parowania terenowego.

6. Roczny przebieg parowania wskaźnikowego.

5. Przyrządy do pomiaru parowania - ewaporometry.

1. Ewaporometr Piche'a.

2. Ewaporometr Wilda.

3. Ewaporometr GGI - 3000.

4. Ewaporometr wzorcowy.

5. Ewaporometr glebowy.

6. Lizymetr glebowy.

1. Parowanie i proces fizyczny parowania.

Parowaniem nazywamy proces przechodzenia ciała ze stanu ciekłego do stanu gazowego.

Podstawy fizyczne.

Według prawa zachowania materii zjawisko polega na przechodzeniu drobin z obszaru o większej koncentracji (ciecz lub ciało stałe) do obszaru o mniejszej koncentracji ( faza gazowa).

Przemieszczenie drobiny cieczy z głębszych warstw ku górze jest związane z pokonaniem siły grawitacji i siły przyciągania międzymolekularnego. Konieczne jest również pokonanie siły napięcia powierzchniowego, działającej na granicy cieczy i gazu, która jest skierowana do wnętrza cieczy. Z tego powodu musi być dostarczona z otoczenia znaczna ilość energii.

Wyparowanie 1grama wody jest związane z jej przychodem o wielkości ok.2500 J, który nazywamy ciepłem utajonym parowania.

Do ogrzania 1g wody o 1⁰C potrzebna jest energia 4,1868 J).

W przypadku parowania z powierzchni lodu lub śniegu konieczne jest dostarczenie dodatkowo ok. 335 J (ciepło utajone topnienia.

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 się znajduje ciecz oraz wymianie cieplnej pomiędzy atmosfera i powierzchnią.

Jeżeli nastąpił odpowiedni przychód energii, drobiny wody mogą przejść poza powierzchnię cieczy tylko w przypadku możliwości pochłaniania ich przez atmosferę. Zjawisko parowania nie może wystąpić, gdy:

• Przychód energii jest mniejszy od wielkości utajonego ciepła parowania, chociaż atmosfera może w tym samym czasie pochłaniać parę wodną ( niedosyt wilgotności > 0),

• Przychód energii jest zadowalający, ale powietrze jest nasycone parą wodną (niedosyt = 0)

• W przypadku nieobecności poziomych ruchów powietrza.

Po dostarczeniu odpowiedniej ilości energii wytworzona para wodna nasyca przylegającą 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 odprowadzanie wzbogaconych para 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).

W procesie parowania mamy do czynienia z dwoma zjawiskami. W wyniku dopływu energii cieplnej z otoczenia z otoczenia następuje odrywanie się cząsteczek od powierzchni parującej i przedostawanie się ich do powietrza atmosferycznego. Jednocześnie trwa zjawisko przechodzenia cząsteczek cieczy parującej z atmosfery do powierzchni parującej.

Na prędkość parowania wpływa m.in.

• kształt powierzchni parującej,

• aktualna prężność paru wodnej,

• ciśnienie atmosferyczne,

• prędkość wiatru.

Parowanie potencjalne - to maksymalna ilość pary wodnej jaką może wchłonąć w danych warunkach powietrze atmosferyczne (zdolność ewaporacyjna atmosfery)

Parowanie rzeczywiste - to ilość wyparowanej wody w określonych warunkach pogodowych. Może być ono określone jako parowanie z wolnej powierzchni wody lub rozumiane jako parowanie terenowe, na które składa się parowanie z gruntu i z roślinności (transpiracja).

2. Parowanie wolnej powierzchni wodnej.

Uproszczony schemat strukturalny procesu parowania powierzchni wodnej.

Wielkość ubytku wody do atmosfery z oceanu, jeziora, kałuży, kropli deszczu albo wypełnionego wodą zagłębienia na powierzchni liścia są nierozłącznie związane z przychodem energii, niedosytem wilgotności powietrza oraz jego ruchami. Przy temperaturze niższej od zera odbywa się również parowanie drobin pary wodnej z powierzchni śniegu lub lodu do powietrza (sublimacja).

Ważną rolę odgrywa kształt i wielkość terenu gdyż od nich zależy tzw. „efekt brzegowy”.

Powietrze 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 zbiorniki o takim samym kształcie i głębokości, lecz różnych wielkościach powierzchni wysychają w niejednakowym czasie. Położenie podłużnej lub poprzecznej osi (doliny rzeczne jeziora rynnowe itp.) w stosunku do najczęściej zdarzających się kierunków wiatrów ma istotne znaczenie. Rozwinięcie i zróżnicowanie lini brzegowej również zwiększa straty spowodowane parowaniem.

W pływ zanieczyszczenia wody.

W miarę wzrostu koncentracji rozpuszczalnych w wodzie zanieczyszczeń zmniejsza się parowanie, zaś dopływy ciepłych wód przemysłowych poważnie je zwiększają. Znajdujące się w wodzie cząstki nierozpuszczalne zmniejszają albedo, co powoduje silniejsze nagrzewanie się powierzchni i zwiększone parowanie. Zanieczyszczenia na powierzchni jak, tłuszcze, ropa naftowa itp. mogą całkowicie uniemożliwić parowanie.

Ruchy powietrza, wywołujące falowanie, zwiększają powierzchnię, z której odbywa się parowanie. przy dużych prędkościach wiatru może nastąpić odrywanie pojedynczych kropli od grzbietów fal, które znacznie łatwiej wyparowują. Poważne znaczenie ma również kształt dna i jago spadek przy brzegach nie tylko ze względu na temperaturę wody, lecz również na zwiększanie się powierzchni parującej w przypadku, gdy fale zalewają np. cześć plaży.

Ze względu na bardzo małą liczbę stacji pomiarowych wielkość parowania wolnej powierzchni wodnej wylicza się na podstawie wzorów, wynikających z praw fizyki. Podstawę stanowi wzór Daltona:

E = F(v) * (e₀ - e)

gdzie:

f(v)-funkcja ruchów powietrza,

e₀- prężność pary w temperaturze powierzchni wody,

e- aktualna prężność pary wodnej w powietrzu.

Dla szczegółowej wielkości parowania zbiornika wodnego należy uwzględnić na podstawie wykonywanych pomiarów przede wszystkim: prędkość wiatru, temperaturę 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, warunki odprowadzania wytworzonej pary wodnej do atmosfery. Na wielkość parowania znaczny wpływ na roślinność wodna. Obszar jeziora zarośnięty np. trzciną wyparowuje z 1m² ok. 2,5 raza więcej w porównaniu z fragmentem powierzchni wody bez roślin.

3. Parowanie terenowe.

Pojęcie parowania terenowego obejmuje sumę całkowitej ilości wody, która przeszła 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,

• parowanie pokrywy śnieżnej lub lodu.

Schemat przechodzenia pary wodnej do atmosfery w warunkach naturalnych: EW-z powierzchni wodnej zbiornika, EP- z kropli w powietrzu, EI- z powierzchni zwilżonych przez osady lub opady(intercepcja), EG- z gleby, ET- z tkanek roślin.

1. Parowanie gleby.

Warunek konieczny istnienia zjawiska to obecność wody w zasięgu działania atmosfery, której oddziaływanie obejmuje dość głębokie warstwy podłoża. Woda znajdująca się w glebie pochodzi z opadów atmosferycznych, podsiąku z głębszych warstw oraz kondensacji pary wodnej wewnątrz przestworów glebowych i występuje w różnych postaciach. Przenoszenie wytworzonej w glebie 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 obniżania się poziomu obszaru wymiany pomiędzy powietrzem i wodą glebową obserwujemy coraz słabsze działanie:

• „oddychania gleby”,

• ruchów turbulencyjnych powietrza,

• zmian 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 wlotów glebowych przez części gruzełków powierzchniowej warstwy gleby, rozbitych przez uderzenia dużych kropli deszczu itp.

1. Transpiracja.

Tak określamy zjawisko przechodzenia wody z gleby do atmosfery za pośrednictwem żywych roślin. Pod otworami w tkance okrywającej roślinę znajdują się przestwory, w których odparowuje woda przedostając się na drodze dyfuzji z otaczających tkanek. Możliwość przechodzenia pary wodnej do atmosfery zależy od stopnia otwarcia aparatów szparkowych. Bardzo szybki przychód energii słonecznej, wysoka temperatura i suchość powietrza, duże prędkości wiatru mogą spowodować zmniejszanie otworów szparek i ograniczenie transpiracji, w skrajnych przypadkach całkowite ich zamkniecie. Ustaje wówczas także proces asymilacji. W przypadku długotrwałego oddziaływania niekorzystnych warunków rośliny zmniejszają powierzchnię, z której może odbywać się parowanie, co następuje przez więdnięcie a nawet usychanie liści. Transpiracja podczas większości faz rozwojowych rozwoju przebiega podobnie do parowania z wolnej powierzchni wodnej pod warunkiem prawidłowego zasilania woda części naziemnej przez korzenie. Znaczne zawieszenie transpiracji występuje w tzw. Okresach krytycznej gospodarki wodnej występujących u większości roślin podczas kwitnienia. Wielkość transpiracji może wówczas znacznie przewyższać parowanie wolnej powierzchni wodnej.

2. Gutacja.

Inna 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.

3. Zjawisko intercepcji.

Zjawisko intercepcji jest związane przede wszystkim z pokrywą roślinną. Przy niewielkich opadach korony, np. świerka zatrzymują ponad połowę ogólnego przychodu wody i krople wyparowują bezpośrednio do atmosfery. Im bardziej zwarta roślinność, tym na ogół większa intercepcja.

4. Pomiary parowania terenowego.

Metoda bilansu cieplnego jest uniwersalna i pozwala na określenie parowania dowolnej powierzchni. Wymaga jednak dokładnych pomiarów całkowitego bilansu promieniowania, wymiany cieplnej z podłożem oraz z atmosferą. Ze względu na trudności nie tylko wykonywania ciągłych pomiarów, lecz również ich interpretacji, metoda ta nie znalazła szerokiego zastosowania.

Najwięcej materiałów uzyskano metodą bilansu wodnego dorzecza, która na podstawie przychodu wody w postaci opadów i wielkości odpływu na przekroju zamykającym zlewnię pozwala wyznaczyć ogólne straty. W przypadku długotrwałego ciągu informacji możemy pominąć ilości wód opadowych, które znajdują się 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. Różnice pomiędzy wynikami dwóch kolejnych obserwacji pozwalają na stwierdzenie, w jakim stopniu przychód w postaci opadów i podsiąku z głębszych warstw uzupełnił straty spowodowane parowaniem terenowym i odpływem w głąb. Pomiarami jest objęta zazwyczaj metrowej głębokości warstwa gleby. Za pomocą ewaporometrów i lizymetrów uzyskujemy bardzo dokładne wyniki pomiarów, 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 wiarygodne informacje o wielkości parowania terenowego.

Metody pomiarów parowania terenowego: opady P, parowanie E, promieniowanie całkowite T, promieniowanie odbite R, bilans promieniowania długofalowego Q_L, wymiana ciepła z podłożem G, wymiana ciepła z atmosferą A, polowe zużycie wody K, końcowe i początkowe zasoby wodne gleby w_k i w_p, odpływ wgłębny z wazonu H_g, końcowa i początkowa masa wazonu ewaporometru q_k i q_p.

6. Parowanie potencjalne.

Pomimo znajomości praw rządzących parowaniem wolnej powierzchni występują, omówione poprzednio, trudności oceny rzeczywistych strat na parowanie z konkretnego zbiornika wodnego. O wiele trudniejszym zadaniem jest ocena wielkości parowania terenowego. Tylko nieliczne ośrodki badawcze prowadzą bardzo trudne i kosztowne pomiary wspomnianymi metodami. W celu wykorzystania wyników szczegółowych pomiarów dla obszarów, w których brak informacji o parowaniu terenowym, stosuje się metody pośrednie polegające na wykorzystywaniu łatwo dostępnych materiałów meteorologicznych.

1. Ewapotranspiracja potencjalna.

Ewapotranspiracja potencjalna dotyczy „maksymalnie możliwego parowania zwartego łanu roślin, rosnącego na glebie o stale zachowanych optymalnych warunkach powietrzno wodnych”.

Wspomniane definicje dotyczą wielkości parowania w ściśle określonych warunkach zapewniających nieograniczone zasoby wodne powierzchni czynnej. W rzeczywistości założenie tego rodzaju nie zawsze bywa spełnione. Konieczne są, więc współczynniki, które pozwalają na ocenę rzeczywistych strat wody na parowanie przez porównywanie z parowaniem potencjalnym. W tym celu wykorzystuje się wyniki pomiarów uzyskanych jedna lub kilkoma wspomnianymi metodami. Wielkości elementów meteorologicznych pozwalają na określenie warunków fizycznych procesu parowani. Parowanie terenowe zależy od zasobów wodnych gleby, kształtowanych przede wszystkim przez opady oraz czynnika biologicznego transpiracji. Porównanie wartości obliczonych na podstawie danych meteorologicznych z wartościami pomierzonymi pozwala na wyznaczanie współczynników empirycznych.

2. Współczynniki empiryczne

Schemat strukturalny sposobu wyznaczania współczynników empirycznych do obliczania wielkości rzeczywistego parowania terenowego na podstawie danych meteorologicznych.

Współczynniki empiryczne powstają przez porówna niezmierzonych wartości parowania terenowego i potencjalnego obliczonego na podstawie jednego z wzorów lub zmierzonego za pomocą ewaporometru lądowego parowania wolnej powierzchni wodnej dla tego samego okresu czasu i obiektu objętego pomiarami. Istotne znaczenie dla wielkości parowania terenowego ma wilgotność gleby, rodzaj roślinności, faza rozwojowa, liczba roślin na jednostkę powierzchni itp.

1. Obliczanie parowania potencjalnego.

Na sposób obliczania parowania potencjalnego wpływa głównie dobór elementów meteorologicznych.

Przebiegi średnich dobowych sum parowania uszeregowanych od najmniejszych do największych wartości oraz równocześnie występujących średnich dobowych wartości prędkości wiatru, niedosytów wilgotności powietrza, temperatur powietrza i sum dobowych promieniowania całkowitego.

Rysunek przedstawia przebieg średnich dobowych sum parowania, wyznaczonych sum dekadowych, które były mierzone ewaporometrem Wilda, umieszczonym pod przewiewną osłoną. Dla każdej wartości parowania naniesiono wzdłuż linii pionowej na wykresie średnie dobowe niektórych elementów meteorologicznych z tej samej dekady. Sumy parowania uszeregowano od wielkości najmniejszych do największych. Przebieg prędkości wiatru nie wykazują związków przyczynowych, np. sumy dobowe parowania poniżej 1mm i powyżej 4mm zdarzały się zarówno przy małych, jak i dużych prędkościach wiatru. Przebiegi niedosytów i sum promieniowania całkowitego wskazują na ogólny związek z sumami parowania. Natomiast wpływ temperatury powietrza jest niezbyt wyraźny. Sumy dekadowe parowania od 5 do 10mm występowały przy temperaturach średnich 4,0 do 15,5 ⁰C, a np. 20 do 25 mm przy temperaturach 4,6 do 20,3 ⁰C.

Do wyznaczania wielkości ewapotranspiracji potencjalnej stosuje się m in. Wzór Turca:

Gdzie:

t- średnia miesięczna temperatura na wysokości 2m,

- średnia dobowa suma natężenia promieniowania na górnej granicy atmosfery,

- usłonecznienie względne.

2. Przebieg średnich wieloletnich sum dekadowych parowania.

Przebiegi średnich dobowych sum dekadowych parowania terenowego według ewaporometrów glebowych- linia ciągła oraz ewaporometru Wilda pod przeciwwietrzną osłoną- linia przerywana.

Rysunek przedstawia przebiegi średnich wieloletnich sum dekadowych parowania terenowego gleby bez roślin oraz pól wybranych roślin uprawnych zamierzonych za pomocą ewaporometrów glebowych. Linią przerywaną zaznaczono przebieg wartości średnich wieloletnich wg. Ewaporometru Wilda. Parowanie powierzchni gleby jest z reguły niższe od parowania fizycznego. Natomiast rośliny uprawne wykazują znaczna zmienność parowania - krzywe ilustrujące rzeczywiste straty wody z terenu do atmosfery przebiegają często przez wielkości znacznie niższe od wartości parowania zamierzonego ewaporometrem Wilda. Terminy występowania maksymalnych wartości są zróżnicowane nawet w przypadku pszenicy ozimej i pszenicy jarej. Bardzo duże znaczenie odgrywa ilość dostępnej wody w glebie i faza rozwojowa roślin. Wykres powstał na podstawie przeciętnych wartości w skrajnych przypadkach obserwujemy bardzo duże wartości parowania. Straty wody do atmosferze łanu ziemniaków w drugiej dekadzie lipca 1968r. odpowiadały 68mm, podczas gdy Ewaporometr Wilda wskazywał 33mm. Pole kukurydzy w pierwszej dekadzie sierpnia 1973r. osiągnęło wartość 74mm. Przewyższając parowanie Wilda o 38mm. Parowanie łanu pszenicy ozimej w trzeciej dekadzie maja 1973r. wynosiło 56mm i było wyższe od wskazania Wilda o32mm.

Rośliny w sprzyjających warunkach bardzo rozrzutnie gospodarują wodą. Z tego powodu istnieją zależności miedzy zużyciem wody przez rośliny a plonami.

Odczytując średnie wartości parowania terenowego w postaci wartości miesięcznych i dłuższych okresów bilansowania parowania terenu w postaci pól płodozmianu rolniczego z tabeli. Wartości z powierzchni bez roślin, na której uprawa miała na celu tylko zwalczanie chwastów parowaniem pola pszenicy, które zostało zaorane i zabronowane po żniwach, wskazuje na zmniejszenie bez użytecznych strat wody spowodowanych zabiegami agrotechnicznymi. Parowanie pola buraków we wrześniu jest znacznie, wyższe od pola ziemniaków. Które kończą swój cykl rozwojowy. Maksymalne straty na parowanie zbóż ozimych zanotowano w maju, jarych w czerwcu, ziemniaków, buraków cukrowych w lipcu. Pola obsiane zbożami podczas maja i czerwca wyparowują niemal dwukrotnie więcej wody od pól zajętych przez rośliny okopowe. Straty wody w procesie parowania podczas pół rocznego okresu (V-X lub IV-IX) ze zróżnicowanych powierzchni rolniczych za wyjątkiem powierzchni bez roślin są podobne do wielkości zmierzonych Wildą lub wliczonych wzorem na parowanie wskaźnikowe.

3. Roczny przebieg parowania wskaźnikowego.

Roczny przebieg parowania wskaźnikowego ilustruje niewielkie różnice sum miesięcznych w okresie zimowym (od listopada do marca). Najwyższe wartości występują w półroczu letnim i są zróżnicowane na obszarze letnim. Największe wartości parowania występują w okolicach Poznania na Kujawach, na obszarze pomiędzy Łodzią i Warszawą oraz w okolicach Białej podlaski i Białegostoku.

Najniższe wartości parowania występują w pasie nadmorskim i Pomorzu Zachodnim oraz na obszarach podgórskich i górskich.

Izozymy średnich wieloletnich wartości parowania wskaźnikowego.

7. Przyrządy do pomiaru parowania - ewaporometry.

Wyróżniamy następujące modele ewaporometrów:

1. Ewaporometr Piche'a

2. Ewaporometr Wilda

3. Ewaporometr GGI 3000

4. Ewaporometr wzorcowy

5. Ewaporometr glebowy

6. Lizymetr glebowy

1. Ewaporometr Piche'a.

Rurka szklana długości ok. 30 cm i średnicy ok.10 mm otwarta z jednego końca. Drugi, zamknięty koniec, ma uchwyt do pionowego zawieszenia przyrządu. Rurka ma podziałkę w milimetrach.

Rurkę po napełnieniu destylowaną wodą i zakryciu otworu krążkiem bibuły o średnicy 40 mm zawiesza się w klatce meteorologicznej. Woda znajdująca się w rurce wsiąka w bibułę, z której paruje, obniżając swój poziom w rurce. Różnice poziomów wody w rurce, zanotowane podczas kolejnych obserwacji, dostarczają informacji o warunkach parowania. Wskazania przyrządu nie dostarczają jednak ścisłych danych ani o rzeczywistej wielkości parowania terenowego, ani o wielkości parowania z powierzchni wodnej.

2. Ewaporometr Wilda.

Służy do pomiarów parowania wskaźnikowego, które jest jednym z rodzajów parowania wolnej powierzchni wody.

Wypełniony wodą destylowaną 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 godz. 7. Po wykonaniu odczytu uzupełnia się codziennie objętość wyparowanej wody w ten sposób, aby wskazówka na skali pokazywała zawsze przyjętą wartość (np. 2,0 mm). Dzięki takiej metodzie dobowa suma parowania odpowiada różnicy pomiędzy wspomnianą wartością stałą (odczyt kontrolny) a odczytem rzeczywistym po upływie 24 godzin. Wynik wpisuje się jako sumę parowania za dobę poprzedzającą pomiar aktualny.

3. Ewaporometr GGI - 3000.

Służy do pomiarów rzeczywistych strat wody na parowanie z powierzchni jezior, stawów i rzek.

Komplet pływający składa się z blaszanego zbiornika o powierzchni 3000 cm² i głębokości 65 cm oraz deszczomierza o takiej samej powierzchni umieszczonych na tratwie zakotwiczonej w niewielkiej odległości od brzegu. Zbiornik ewaporometryczny napełnia się wodą do wysokości 7cm poniżej krawędzi. Wewnątrz zbiornika znajduje się pionowy pręt zakończony pozioma płytką, której powierzchnia znajduje się poniżej poziomu wody. Wielkość parowania określa się za pomocą specjalnego naczynia miarowego, ustawionego na środku płytki. Otwór wywiercony w bocznej ściance w pobliżu dna naczynia umożliwia wlanie się wody do wnętrza. Na zasadzie naczyń połączonych poziom wody ustala się po pewnym czasie na tej samej wysokości jak w zbiorniku głównym. Dokręcenie śruby powoduje zamkniecie otworu bocznego gumowym korkiem znajdującym się na przegubowym ramieniu. Następnie wyjmujemy miarkę ze zbiornika, przelewamy do biurety i odczytujemy jej objętość w cm³ (ml). Jeżeli nie było opadów od czasu poprzedniego pomiaru, to stwierdzamy obniżenie się poziomu wody w ewaporometrze na podstawie mniejszej niż poprzednio objętości wody w naczyniu pomiarowym. Grubość warstwy wody, która wyparowała z ewaporometru równa jest objętości wody pobranej w naczyniu w czasie dwóch kolejnych pomiarów, podzielonej przez powierzchnię wewnętrzną przekroju miarki wynoszącą 20 cm³. Dla dni z opadami należy w obliczeniach uwzględnić dodatkowo zmierzoną w znajdującym się obok deszczomierzu o takiej samej powierzchni, wysokość przychodu wody z opadów wyrażoną w mm. W przypadku dłuższych opadów, powodujących wyraźne podniesienie się poziomu wody w ewaporometrze i grożących przekroczeniem odstępu 7 cm od krawędzi, należy jej nadmiar usunąć, mierząc bezpośrednio przed tym zabiegiem i po jego zakończeniu wysokości poziomu wody wyrażoną objętością wody miarce. W okresie bezopadowym, przy dużym parowaniu, ubytek wody w zbiorniku należy uzupełnić tak, aby płytka została przykryta. Ewaporometry GGI stosuje się jedynie w okresie o ustalonej temperaturze powyżej 0^oC. Pomiary wykonuje się raz na dobę, o godz. 7. tego typu ewaporometry mogą być również wkopane w grunt. Uzyskuje się w ten sposób materiał porównawczy informujący o wpływie czynników meteorologicznych na wielkość parowania. Otrzymane wyniki nie odpowiadają jednak rzeczywistym wielkościom parowania wolnej powierzchni wodnej, które można uzyskać tylko za pomocą ewaporometrów pływających.

Kontrola ewaporometru.

Kontrola ewaporometru składa się z trzech etapów:

1. Kontrola zewnętrzna przyrządów wchodzących w skład kompletu.

2. Kontrola powierzchni odbiorczych parowalnika i deszczomierza oraz kontrola szczelności zbiorników.

3. Skalowanie menzurek pomiarowych.

Kontrola zewnętrzna przyrządu.

W skład kompletu wchodzą następujące elementy:

• parowalnik,

• deszczomierz,

• biureta pomiarowa,

• dwa komplety menzurek pomiarowych,

• zbiornik deszczomierza,

• osiem śrub z podkładkami i nakrętkami,

• świadectwo kontroli menzurek pomiarowych,

• opis i instrukcja obsługi.

1. Sprawdzić czy parowalnik, deszczomierz i inne elementy nie mają wgnieceń i uszkodzeń powłoki farby.

2. Sprawdzić czy rurka 7, na której umieszczona jest biureta pomiarowa 5 jest zamocowana sztywno do dna zbiornika oraz za pomocą wsporników promieniowych do jego powierzchni cylindrycznej, Nieswoistość górnego końca rurki nie może przekraczać 3mm w stosunku do osi zbiornika.

3. Należy sprawdzić odległość pomiędzy górną krawędzią zbiornika parowalnika z górną krawędzią rurki 7. Powinna ona wynosić 100 ± 2 mm.

4. Ostrze igły 3 powinno być o 25 ± 2 mm wyej od rurki 7.

Kontrola powierzchni odbiorczych parowalnika i deszczomierza oraz kontrola szczelności przyrządów.

Kontrolę powierzchni odbiorczej parowalnika i deszczomierza przeprowadzamy mierząc dziesięciokrotnie ich średnicę z dokładnością do 1mm. Wyniki zapisujemy w tablicy.

Średnie wartości średnic parowalnika i deszczomierza powinny znajdować się w przedziale 618 ± 2 mm, co daje powierzchnię odbiorczą 3000 ± 19 cm². Kontrolę szczelności zbiorników parowalnika i deszczomierza przeprowadzamy napełniając je wodą i obserwując przez pewien czas wszystkie połączenia. Wszelkie nieszczelności powinny być oznaczone a następnie zlutowane.

Skalowanie menzurek kontrolnych.

Skalowanie składa się z dwóch operacji. Pierwsza operacja ma na celu określenie początkowego poziomu wody, przy który objętość wody w biurecie pomiarowej odpowiada objętości zbiorniczka kulistego menzurki pomiarowej. Druga operacja ma na celu sporządzenie tablicy poprawek dla menzurek pomiarowych. W tym celu należy dokonać szeregu pomiarów poziomu wody za pomocą menzurki pomiarowej oraz za pomocą wskaźnika igłowego.

1. Ewaporometr wzorcowy.

Straty wody na parowanie mierzone za pomocą ewaporometrów zależą w dużej mierze od wielkości powierzchni przyrządu. Z tego powodu za wielkości wzorcowe dla poszczególnych stref klimatycznych przyjmuje się wyniki pomiarów wykonanych ewaporometrami o powierzchni 20 m² i głębokości 2 m. w tej samej stacji wykonuje się jednocześnie pomiary za pomocą mniejszych stosowanych powszechnie ewaporometrów. Na podstawie uzyskanych w ten sposób serii porównawczych opracowuje się współczynniki empiryczne. W wielu Krajach Zachodnich (USA, Wielka Brytania i in.) wykorzystywane są ewaporometry „Class A” wykonane z blachy o powierzchni zwierciadła wody wynoszącej 11600cm² i wysokości 25 cm, które instaluje się na klatce drewnianej o wysokości 10 cm, ułożonej na powierzchni terenu.

2. Ewaporometr glebowy.

Badania metodyczne dowiodły, że ewaporometry typu IWG-3000 stwarzają warunki stosunkowo bliskie naturalnym warunkom polowym i są wartościowymi przyrządami do określania parowania terenowego. Za pomocą tego przyrządu określa się wielkości parowania bez uwzględnienia wpływu podsiąku od płytko zalęgających wód gruntowych. Ewaporometr składa się ze szczelnego blaszanego zbiornika (obudowy) na stałe umieszczonego w glebie, wyjmowanego wazonu ze zdejmowanym, perforowanym dnem oraz naczynia do zbierania przesiąkającej przez profil glebowy wody.

Wazon bez dna ustawia się na powierzchni pola lub łąki. Wokół ściany wykopuje się rowek, następnie wyrównuje się nożem pionową ścianę monolitu glebowego. Naciskając wazon powodujemy zagłębianie go w glebę. Powtarzając wymienione czynności doprowadzamy do napełnienia wazonu monolitem glebowym o nienaruszonej strukturze wraz z roślinnością, która wyrosła w naturalnych warunkach agrotechniki i nawożenia. Monolit przycina się od dołu i po zamocowaniu dziurkowego dna oraz podwieszeniu naczynia na przesiąk przewozi się do futerałów (obudowy) poprzednio zainstalowanych na polu takiej samej roślinności lub łące. W pierwszym dniu każdego okresu pomiarowego (doba, pentada, dekada, miesiąc) waży się każdy wazon oraz mierzy objętość przesiąku. Różnica ciężaru początkowego i końcowego informuje dokładnie o zmianie zapasu wody w glebie, przesiąk - o objętości odpływu wgłębnego. Uwzględniając sumę opadów, zmierzonych za pomocą deszczomierza o identycznej powierzchni i umieszczonego w glebie tak samo jak ewaporometry, obliczamy parowanie terenowe:

gdzie:

P- suma opadów w mm,

q₁- ciężar początkowy w kg,

q₂- ciężar końcowy w kg,

F- powierzchnia w m²,

J- przesiąk w mm.

Dekadowe lub miesięczne sumy ewapotranspiracji rzeczywistej (ETR) można także wyznaczyć w sposób pośredni. Potrzebne są do tego wielkości parowania wskaźnikowego (E₀) ora współczynników empirycznych (k), których wielkości dla wybranych rodzajów powierzchni zamieszczono w tabeli. Obliczenia przeprowadza się według wzoru:

ETR= E₀* k

gdzie:

E₀- parowanie wskaźnikowe,

k- współczynnik empiryczny.

Średnie i miesięczne wartości współczynników empirycznych (k) do określania wielkości ewapotranspiracji rzeczywistej na podstawie parowania wskaźnikowego (wg M. Rojka)

Powierzchnia	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	IV-IX	V-X
Gleba bez roślin	0,76	0,69	0,73	0,82	0,81	0,78	0,91	0,77	0,79
Trawnik	0,89	1,05	1,02	1,12	1,12	0,93	0,95	1,04	1,04
Ziemniaki średniopóźne	0,65	0,64	1,02	1,35	1,11	0,83	0,76	1,01	1,03
Ziemniaki wczesne	0,55	0,59	1,13	1,03	0,71	0,85	-	0,83	-
Buraki cukrowe	0,58	0,55	0,83	1,55	1,18	1,09	0,96	0,98	1,03
Pszenica ozima	0,86	1,36	1,04	0,69	0,74	0,63	0,76	0,93	0,93
Pszenica jara	0,63	0,97	1,72	1,08	0,71	0,66	-	1,02	-
Jęczmień jary	0,66	1,14	1,45	0,89	0,81	0,69	-	1,01	-
Owies	0,61	0,95	1,43	0,98	0,72	0,65	0,72	0,96	0,98
Mieszanka jara + poplon	0,73	0,89	1,36	0,98	1,05	1,03	0,87	1,06	1,09
Kukurydza	0,57	0,54	0,81	1,08	1,26	1,04	0,89	0,92	0,96

3. Lizymetr glebowy.

Służy do pomiarów parowania terenowego w warunkach stałych lub zmiennych stanów płytko zalegającej wody gruntowej. Szczelny zbiornik blaszany lub betonowy, o określonej powierzchni, umieszcza się w gruncie. Na dno zbiornika nasypuje się warstwę żwiru. Do ściany bocznej mocuje rurę, spełniającą rolę studzienki kontrolnej oraz rurkę do dolewania lub odpompowywania wody. Po napełnieniu wodo dolewa się wodę do zdanego poziomu, który określa położenie wskaźnika poruszanego przez pływak. Woda podnoszona w kapilarach glebowych i pobierana przez korzenie rośli wyparowuje, powodując obniżenie poziomu w studzience kontrolnej. Uzupełnianie ubytków następuje codziennie o godz. 7. gdy opady przewyższają parowanie, należy odpompować wodę do uzyskania zadanego poziomu. Na podstawie objętości dolanej lub odpompowanej wody i uwzględnieniu powierzchni zbiornika, ( aby otrzymać wielkość wyrażona w mm) określamy przybliżoną wielkość parowania terenowego.

Katarzyna

Malendowicz

OŚ gr. 035

---