SNC03592

nieustannie przez atmosferę, przy czym przepływ ten wyróżnia się wysokim tempem w porównaniu z krążeniem wody w innych częściach globalnego ekosystemu. Cząstecjjj wody przebywają w atmosferze przeciętnie tylko 8 dni, podczas gdy np. w jeziorach lo lat, a w oceanach - 3,6 tysiąca lat! (tab. 5.1). Woda przebywa w atmosferze krótko, ale też jest jej tam niewiele - wilgoć atmosferyczna stanowi mniej niż 0,001 % całkowitych zasobów hydrosfery. Ta „niewielka ilość” wynosi jednak 12,9 tys. km³ wody. Odpowiada to 253 mm warstwie wody, równomiernie rozłożonej na kuli ziemskiej. Tyle wyniósłby jednorazowy opad na Ziemi, wykorzystujący aktualne zapasy wilgoci w atmosferze.

Atmosferyczne zasoby wilgoci odnawiają się nieustannie wskutek parowania z mórz, oceanów i lądów. Największa jest masa wody parującej z mórz i oceanów - oddają one atmosferze 505 tys. km³ wody w ciągu roku, tj. warstwę wody o średniej grubości 1,4 m. Niektóre akweny, położone w suchych i gorących regionach Ziemi, tracą wskutek parowania ponad 5 m wody rocznie (np. zatoka Akaba na Morzu Czerwonym).

Z lądów paruje 72 tys. km⁵ wody rocznie, tj. 485 mm, przy czym i tu występują duże różnice regionalne - np. w Ameryce Południowej roczne parowanie sięga 911 mm. Powierzchnia Oceanu Światowego otrzymuje rocznie 458 tys. km³ wody, pochodzącej z opadów (1268 mm), powierzchnia lądów -119 tys. km³ wody (800 mm). Różnica między parowaniem i opadami na lądach umożliwia ocenę odpływu wód do mórz i oceanów -wynosi on 47 tys. km³, z czego 45 tys. km³ przypada na odpływ rzeczny, pozostałe 2 tys. km³ stanowi odpływ podziemny.

Ogólne parowanie Ziemi wynosi więc 577 tys. km³, opady na kuli ziemskiej mają taką samą roczną sumę (tj. 1130 mm). Aby zapewnić tę ilość wody opadowej, przy obecności w atmosferze 12,9 tys. km³ wody, „ta sama woda” musi wracać do atmosfery 44,7 razy w roku. Odpowiada to średniemu cyklowi o długości 365 dni: 44,7 = 8,1 dnia.

W chmurach obieg jest jeszcze szybszy, znaczna bowiem część wody pozostaje w atmosferze w postaci pary, nic biorącej bezpośredniego udziału powstawaniu opadów. Na chmury i opady przypada jedynie około 2,5% wody, zawartej w atmosferze. W związku z tym czas przebywania cząstki wody w chmurach ocenia się na zaledwie 5 godzin (Sedu-now, 1991).

Intensywny obieg wody między atmosferą i jej podłożem, połączony z przemianami fazowymi (zmianami stanu skupienia), jest przyczyną znaczącego udziału wilgoci w transporcie ciepła do atmosfery i uzupełnianiu jej ujemnego bilansu radiacyjnego. Ciepło pochłanianie na powierzchni ziemi wskutek parowania (2500 J/g) jest uwalniane w atmosferze podczas kondensacji pary wodnej. Wyparowanie w ciągu roku 1,13 m warstwy w ody określa moc strumienia ciepła, pobieranego z podłoża i przekazywanego atmosferze: wynosi ona 88 W/nr i stanowi ok. 1/3 strumienia promieniowania słonecznego, pochłanianego przez Ziemię (Sedunow, 1991).

Para wodna uczestniczy także w transporcie ciepła z niskich ku wysokim szerokościom geograficznym, a częściowo także od zwrotników ku równikowi Największy pobór ciepła ma miejsce na oceanach w strefie podzwrotnikowej. Ciepło utajone przenosi się w obie strony od równoleżników 22 N i 22 S. Stanowi ono ok. 20-25% całkowitego strumienia ciepła, uczestniczącego w wymianie południkowej (Ci owe, 1987). Cicpto to jest uwalniane podczas kondensacji pary wodnej w umiarkowanych i wysokich szerokościach geograficznych oraz w międzyzwrotnikowej strefie zbieżności.

Tab. 5.1. Średni czas przebywania cząstki wody w różnych środowiskach

Atmosfera	8 dni
Rzeki	14 dni
Biomasa	kilka tygpdni
Gleby	2*50 tygodni
Jeziora	10 lat
Oceany	3600 lat
Wody podziemne	10 tys. lat
Lody polarne	15 tys. lat

5.2. Parowanie

1

Proces parowania - zmiany stanu skupienia wody z ciekłego na gazowy - stanowi podstawowe ogniwo obiegu wody w przyrodzie; parowanie jest przyczyną obecności wilgoci w atmosferze. Do parowania, jak trafnie zauważa A. Kędziora (1995, s. 200), potrzebna jest woda w stanie ciekłym, zasoby energii oraz warunki atmosferyczne, umożliwiające rozprzestrzenianie się (dyfuzję) pary znad powierzchni parującej wody.

Są to elementarne czynniki, warunkujące parowanie. Obecność źródła wilgoci jest oaywistą koniecznością, energia okazuje się niezbędna, skoro wiemy, iż odrywanie się cząstek cieczy z powierzchni parującej wiąże się z pobraniem z tej powierzchni energii -ciepła parowania (ok. 2500 J/g wyparowanej wody). Miarą zapasu energii jest temperatura panującej cieczy (jej powierzchni). Zużycie energii (pobieranie ciepła parowania) zależy też od ciśnienia atmosferycznego - ciepło parowania zmniejsza się nieco wraz ze spadldem ciśnienia. Parowanie powoduje, że powietrze nad powierzchnią wody staje się wilgotne -zawiera parę wodną. Im większa wilgotność powietrza, tym słabsze parowanie, bowiem część wilgoci - niektóre cząsteczki pary - „wracają” z atmosfery i łączą się z wodą. Przy pewnym dostatecznie wysokim nasyceniu powietrza parą (zob. rozdz. 5.3) - gdy niedosyt wilgotności maleje do zera - parowanie całkowicie ustaje. Można więc sobie wyobrazić, że w dowolnie cienkiej warstwie powietrza nad parującą wodą nasycenie następuje niemal natychmiast wskutek parowania, co zarazem oznacza przerwanie tego procesu. Zapobiega temu dyfuzja pary w powietrzu, która likwiduje przyrost stężenia wilgoci nad powierzchnią parującą. Ten strumień pary wodnej, rozchodzącej się znad powierzchni wody jest w istocie funkcją intensywności parowania i dyfuzji pary w powietrzu.

Wielkość strumienia pary wodnej, uchodzącej z powierzchni parującej wody do atmosfery, zależy od gradientu stężenia pary w powietrzu i dynamicznych warunków wymiany masy pary wodnej w atmosferze, określonych przez stan jej równowagi pionowej (zob. rozdz. 6). Warunki te są równoznaczne z intensywnością mchów pionowych -z turbulencją i konwekcją. Możemy napisać więc, że parowanie £ określa funkcja

75