Vandcyklussen i naturen er en af de vigtigste processer i den geografiske kuvert. Det er baseret på to indbyrdes forbundne processer: befugtning af jordoverfladen med nedbør og fordampning af fugt fra den til atmosfæren. Begge disse processer bestemmer koefficienten for befugtning for et bestemt område. Hvad er fugtighedskoefficienten, og hvordan bestemmes den? Dette er, hvad der vil blive drøftet i denne informationsartikel.
Befugtningskoefficient: bestemmelse
Befugtning af territoriet og fordampning af fugt fra dens overflade overalt i verden forekommer på nøjagtig samme måde. Spørgsmålet om, hvad der er hydreringskoefficienten i forskellige lande på planeten, svarer imidlertid helt anderledes. Og selve konceptet i en sådan formulering accepteres ikke i alle lande. For eksempel er det i USA et "nedbør-fordampningsforhold", som bogstaveligt kan oversættes som "indeks (forhold) for fugt og fordampning".
Men stadig, hvad er fugtighedskoefficienten? Dette er et bestemt forhold mellem mængden af nedbør og niveauet af fordampning i et givet territorium over et bestemt tidsrum. Formlen til beregning af denne koefficient er meget enkel:
K = O / I
hvor O er mængden af nedbør (i millimeter);
og Og - værdien af fordampning (også i millimeter).
Forskellige fremgangsmåder til bestemmelse af koefficienten
Hvordan bestemmes fugtighedskoefficienten? I dag kendes ca. 20 forskellige metoder.
I vores land (såvel som i det post-sovjetiske rum) bruges oftest den bestemmelsesmetode, der er foreslået af Georgy Nikolayevich Vysotsky. Dette er en enestående ukrainsk videnskabsmand, geobotanist og jordforsker, grundlæggeren af skovvidenskab. I løbet af sit liv har han skrevet over 200 videnskabelige artikler.
Det er værd at bemærke, at såvel i Europa som i USA bruges Tortwait-koefficienten. Metodikken til beregning af den er imidlertid meget mere kompliceret og har sine ulemper.
Koefficientbestemmelse
At bestemme denne indikator for et specifikt område er slet ikke svært. Overvej denne teknik i følgende eksempel.
I betragtning af det område, som du vil beregne fugtighedskoefficienten for. Det er også kendt, at dette område i løbet af året modtager 900 mm atmosfærisk nedbør, og at 600 mm fordamper fra det i samme tidsperiode. For at beregne koefficienten skal nedbøren opdeles ved fordampning, dvs. 900/600 mm. Som et resultat får vi en værdi på 1, 5. Dette vil være befugtningskoefficienten for dette område.
Ivanov-Vysotsky befugtningskoefficient kan være lig med en, lavere eller højere end 1. Desuden, hvis:
- K = 0, derefter betragtes befugtning for dette område som tilstrækkelig;
- K er større end 1, så befugtning er overdreven;
- Til mindre end 1 er befugtning ikke tilstrækkelig.
Værdien af denne indikator afhænger naturligvis direkte af temperaturregimet i et bestemt territorium samt af den nedbørsmængde, der falder i løbet af året.
Hvad bruges fugtighedskoefficienten til?
Ivanov-Vysotsky-koefficienten er en ekstremt vigtig klimaindikator. Når alt kommer til alt er han i stand til at give et billede af forsyningen med området med vandressourcer. Denne koefficient er simpelthen nødvendig for udviklingen af landbruget såvel som for den overordnede økonomiske planlægning af territoriet.
Det bestemmer også niveauet for klimatørhed: jo større det er, jo blødere er klimaet. I områder med overskydende fugt er der altid en overflod af søer og vådområder. Vegetationen domineres af eng- og skovvegetation.
De maksimale værdier for koefficienten er karakteristisk for høje bjergområder (over 1000-1200 meter). Her er der som regel et overskud af fugt, der kan nå 300-500 millimeter om året! Steppezonen får den samme mængde atmosfærisk fugtighed om året. Befugtningskoefficienten i bjergområder når maksimale værdier: 1, 8-2, 4.
Overdreven fugtighed observeres også i den naturlige zone i taiga, tundra, skovtundra samt tempereret bredblade skove. I disse områder er koefficienten ikke mere end 1, 5. I skov-steppezonen spænder det fra 0, 7 til 1, 0, men i steppezonen er der allerede utilstrækkelig fugtighed i territoriet (K = 0, 3-0, 6).
Minimum befugtningsværdier er karakteristiske for halvørkenzonen (kun ca. 0, 2-0, 3) såvel som for ørkenzonen (op til 0, 1).
