Vannets syklus i naturen er en av de viktigste prosessene i den geografiske konvolutten. Det er basert på to sammenkoblede prosesser: fukting av jordoverflaten med nedbør og fordamping av fuktighet fra den til atmosfæren. Begge disse prosessene bestemmer koeffisienten for fuktighet for et bestemt territorium. Hva er fuktighetskoeffisienten og hvordan bestemmes den? Det er dette som vil bli diskutert i denne informasjonsartikkelen.
Fuktighetskoeffisient: bestemmelse
Befugning av territoriet og fordampning av fuktighet fra overflaten over hele verden skjer på nøyaktig samme måte. Spørsmålet om hva som er hydreringskoeffisienten, i forskjellige land på planeten, svarer imidlertid helt annerledes. Og selve konseptet i en slik formulering aksepteres ikke i alle land. For eksempel er det i USA et "nedbør-fordampningsforhold", som bokstavelig talt kan oversettes som "indeks (forhold) mellom fuktighet og fordamping".
Men likevel, hva er koeffisienten for fuktighet? Dette er et visst forhold mellom nedbørsmengden og fordampningsnivået i et gitt territorium over et bestemt tidsrom. Formelen for å beregne denne koeffisienten er veldig enkel:
K = O / I
hvor O er mengden nedbør (i millimeter);
og Og - verdien av fordampning (også i millimeter).
Ulike tilnærminger til å bestemme koeffisienten
Hvordan bestemme koeffisienten for fuktighet? I dag er rundt 20 forskjellige metoder kjent.
I vårt land (så vel som i det post-sovjetiske rommet) brukes oftest bestemmelsesmetoden som er foreslått av Georgy Nikolayevich Vysotsky. Dette er en fremragende ukrainsk forsker, geobotanist og jordforsker, grunnleggeren av skogvitenskapen. I løpet av livet har han skrevet over 200 vitenskapelige artikler.
Det er verdt å merke seg at i Europa, så vel som i USA, brukes Tortwait-koeffisienten. Metodikken for beregning av den er imidlertid mye mer komplisert og har sine ulemper.
Koeffisientbestemmelse
Å bestemme denne indikatoren for et bestemt territorium er slett ikke vanskelig. Tenk på denne teknikken i følgende eksempel.
Gitt territoriet du vil beregne fuktighetskoeffisienten for. Det er også kjent at i løpet av året mottar dette territoriet 900 mm atmosfærisk nedbør, og 600 mm fordamper fra det over samme tidsperiode. For å beregne koeffisienten, bør nedbøren deles ved fordampning, dvs. 900/600 mm. Som et resultat får vi en verdi av 1, 5. Dette vil være fuktningskoeffisienten for dette territoriet.
Fuktingskoeffisienten Ivanov-Vysotsky kan være lik en, lavere eller høyere enn 1. Dessuten, hvis:
- K = 0, da blir fuktighet for dette territoriet ansett som tilstrekkelig;
- K er større enn 1, da er fuktigheten overdreven;
- For mindre enn 1 er da ikke fuktigheten tilstrekkelig.
Verdien på denne indikatoren vil selvfølgelig direkte avhenge av temperaturregimet i et bestemt territorium, samt av mengden nedbør som faller i løpet av året.
Hva brukes fuktighetskoeffisienten til?
Ivanov-Vysotsky-koeffisienten er en ekstremt viktig klimaindikator. Tross alt er han i stand til å gi et bilde av tilbudet av vannet med vannressurser. Denne koeffisienten er ganske enkelt nødvendig for utviklingen av landbruket, så vel som for den overordnede økonomiske planleggingen av territoriet.
Det bestemmer også nivået på tørrhet i klimaet: jo større det er, jo våtere klima. I områder med overflødig fuktighet er det alltid en overflod av innsjøer og våtmarker. Vegetasjonen domineres av eng- og skogvegetasjon.
Maksimumsverdiene for koeffisienten er karakteristisk for høyfjellsregionene (over 1000-1200 meter). Her er det som regel et overskudd av fuktighet, som kan nå 300-500 millimeter per år! Steppesonen får den samme mengden atmosfærisk fuktighet per år. Fuktighetskoeffisienten i fjellrike områder når maksimale verdier: 1, 8-2, 4.
Overdreven fuktighet observeres også i den naturlige sonen taiga, tundra, skog-tundra, så vel som temperert bredbladsskog. I disse områdene er koeffisienten ikke mer enn 1, 5. I skog-steppesonen varierer den fra 0, 7 til 1, 0, men i steppesonen er det allerede utilstrekkelig fuktighet i territoriet (K = 0, 3-0, 6).
Minimum fuktighetsverdier er karakteristiske for semi-ørkenen (bare ca. 0, 2-0, 3), så vel som for ørkenen (opp til 0, 1).
