Le principali caratteristiche dell'umidità dell'aria e metodi per la loro misurazione. Umidità dell'aria. Metodi per la determinazione dell'umidità dell'aria Fornire una definizione delle caratteristiche dell'umidità dell'aria

Pressione del vapore acqueo - pressione parziale (parziale) del vapore acqueo nell'aria

Umidità assoluta dell'aria: la quantità di vapore acqueo in grammi per 1 m 3

Umidità specifica -

Umidità relativa (R) - il rapporto tra l'elasticità dell'acqua. Vapore alla stessa temperatura in %.

La condensazione è il processo di trasformazione da gas a liquido.

Sublimazione - da gassoso a solido (bypassando lo stato liquido)

Condizioni per sublimazione e condensazione:

La presenza di vapore acqueo nell'atmosfera nello stato di saturazione

Presenza di centri di cristallizzazione

La struttura dell'atmosfera. Elenca gli strati che lo compongono con le altezze.

Nome del livello	Strati	Altezza	Appunti
Troposfera		fino a 8(18) km (medie latitudini) fino a 10(12) km (polare) fino a 16(18) km (tropicale)
Fondo (strato di attrito)	1-2 km	Nubi basse e nebbie
Media	fino a 6 km (sopra il basso)	Nuvole medie
Superiore	da 6 a 10(11)	Forma nuvole del livello superiore e cime di potenti cumulonembi
tropopausa		1-2 km (tra troposph e stratosph)
Stratosfera		fino a 80-85 km
inferiore (isotermico)	Fino a 30-35 km	t è costante e come nella tropopausa
medio (strato caldo)	Da 30(35)-55(60)km	t aumenta con l'altezza che raggiunge i 50-70° (assorbimento della radiazione solare ultravioletta da parte dell'ozono)
Tomaia (strato di miscelazione)	55(60) – 80(85) km	t diminuisce con l'altezza -50(-70°)
Ionosfera		80(85)-1000km	0,5 della massa totale dell'atmosfera
Sfera di dispersione		Sopra la ionosfera	Le molecole possono vincere la gravità
Mesosfera		Fino a 80 km
Termosfera		80-800km
Esosfera		Fino a 3000

Dare la definizione del fronte atmosferico, dare la loro classificazione.

Fronte atmosferico - zone di transizione tra le masse d'aria, caratterizzate da bruschi cambiamenti nei valori degli elementi metrologici all'orizzonte. direzione.

Classificazione:

Fronte caldo - in movimento verso la massa d'aria fredda in ritirata (mentre l'aria calda sale fino a 6-7 km lungo un cuneo di aria fredda).

Fronte freddo - in movimento verso la massa d'aria calda in ritirata. Tipi:

1 ° tipo di invasione di aria fredda lungo l'intera superficie del movimento ascendente dell'aria calda

2° tipo: l'aria calda è instabile e contiene riserve di umidità. L'aria fredda sposta l'aria calda (i movimenti verticali ascendenti compaiono nella massa d'aria calda, che porta alla formazione di nuvole di pioggia nomadi, il limite superiore raggiunge la tropopausa)

Mappe della topografia barica. Caratteristica.

Mappe della topografia barica - secondo le osservazioni aerologiche, sono realizzate per po-tey (AT850 altezza 1,5 km dal suolo) (AT700 altezza 3 km), (AT500 - 5 km) (AT300 - 9 km)

Elenca i sistemi barici. Fornisci loro una breve descrizione.

Ciclone (H) - un sistema barico sotto forma di isobare chiuse, con bassa pressione al centro. L'area di convergenza dei venti di superficie soffia con un angolo di 30-40° rispetto al centro del ciclone, in senso antiorario.

Hollow - una striscia allungata pressione ridotta tra 2 anticicloni, aventi un asse vicino al quale le isobare hanno curvatura massima

Asse - linea di pressione minima, linea di convergenza dei venti superficiali

Anticiclone (B) - un sistema barico sotto forma di isobare chiuse con alta pressione al centro, la regione di divergenza è rettificata. venti. Vento in senso orario, devia dall'isobare verso la bassa pressione di 30°

Ridge - una fascia di bassa pressione allungata tra 2 cicloni, un asse pronunciato all'asse in prossimità del quale le isobare hanno una curvatura massima. Asse della cresta - linea di massima pressione, linea di divergenza del vento di superficie

Selle bariche - sistema barico intermedio, tra 2 cicloni e 2 anticicloni. Il tempo è determinato dall'aria della massa in cui si è formato. I venti sono deboli e instabili. In inverno, a terra, nebbie radiali e nuvole ondulate. In estate - potente. e cumulonembi con pioggia e tuoni.

Definisci un temporale e fornisci un diagramma di una nuvola temporalesca.

Temporale - il processo di condensazione del vapore acqueo nell'atmosfera, che accompagna. Fulmini e tuoni.

Temporali frontali - con l'interazione di due masse d'aria(caldi e freddi), si allungano in una lunga catena e coprono ampi spazi.

Definire ordine di battaglia. Elenca ciò che dovrebbe fornire.

Ordine di battaglia: la disposizione reciproca di parti, sottounità di aeromobili in volo per l'esecuzione congiunta di una missione di combattimento.

BP fornisce:

Supera con successo la difesa aerea

Pieno utilizzo delle capacità di combattimento di unità e sottounità

Migliori condizioni per cercare e raggiungere l'obiettivo

Le migliori condizioni per osservare lo spazio aereo

Libertà di manovra e pilotaggio

Convenienza e continuità di controllo

La sicurezza degli aerei da collisione a mezz'aria

Sicurezza dall'essere colpiti dalle tue stesse munizioni

Definizione di raccolta BP. Elenca i passaggi. L'essenza di BP.

Raccolta: una manovra di singoli (gruppi) aeromobili al fine di costruire un dato BP in un dato momento a una data altitudine in un'area approvata

Fasi della PA:

Decollo e salita della costruzione di un BP

Esci al punto di partenza dell'inizio delle manovre

Manovre per occupare un dato BP

Essenza di BP = BP fornisce

Descrivere il metodo di arrampicata a distanza di sicurezza.

Viene utilizzato durante il decollo in coppia (link) e può essere utilizzato nei casi in cui l'intervallo di decollo è inferiore alla distanza temporale di sicurezza per sfondare le nuvole a distanza di sicurezza

Descrivere il metodo di arrampicata a dislivelli di sicurezza (per diversi percorsi di planata).

RBZ controlla l'accuratezza del mantenimento di una data direzione e la conservazione dei dislivelli di sicurezza da parte degli equipaggi dell'uso di THEM, dell'operatore del PRV e dei rapporti dei piloti

Pressione effettiva del vapore acqueo -e - la pressione da esso esercitata si misura in mm Hg. o millibar.

Elasticità V.p. in uno stato di saturazione è chiamato elasticità di saturazione - E - questa è la massima elasticità della vp possibile per un dato t 0 . L'elasticità di saturazione aumenta con t 0 dell'aria: a t 0 maggiore, l'aria è in grado di trattenere più VP che a t 0 inferiore.

Per ogni 10 0 C, l'elasticità di saturazione aumenta di ≈ 2 volte.

Se l'aria contiene v.p. meno di quanto è necessario per saturarlo a un dato t 0 , si può determinare quanto l'aria è prossima alla saturazione. Per questo, è determinato umidità relativa - R - (caratterizza il grado di saturazione dell'aria con il vapore acqueo).

r = e/E ∙ 100%

Quando saturo e = e E r = 100%

Umidità assoluta dell'aria - densità del vapore acqueo -UN (espresso in grammi per 1 m 3 di aria).

Carenza di umidità D - differenza tra elasticità di saturazione E e la tensione di vapore effettiva e ad una data t 0 aria.

D = E - e

Punto di rugiada τ - t 0 a cui il ce contenuto nell'aria Potrebbe saturare l'aria.

Condensazione- il passaggio dell'acqua dallo stato gassoso a quello liquido avviene in atm. sotto forma di formazione di minuscole goccioline con un diametro di diversi micron. Goccioline più grandi si formano quando piccoli cristalli di ghiaccio si uniscono o si sciolgono.

In aria, vapore acqueo saturo quando l'aria t 0 scende al punto di rugiada τ o un aumento del numero di v.p. in corso condensazione, a t 0 inferiore a 0 0 С, l'acqua, aggirando lo stato liquido, può trasformarsi in uno solido, formando cristalli di ghiaccio; questo processo è chiamato sublimazione.

La condensazione e la sublimazione possono avvenire nell'aria sui nuclei di condensazione, su superficie terrestre e soggetti vari. I nuclei di condensazione più importanti sono particelle di sali igroscopici solubili, in particolare sale marino(si alzano in aria quando il mare è mosso, quando spruzzano acqua di mare eccetera.).

Quando t 0 dell'aria che si raffredda dalla superficie sottostante raggiunge il punto di rugiada, rugiada, brina, gelo, incursioni liquide e solide (gelo), il ghiaccio si deposita sulla superficie fredda da esso.

4. Nuvole e loro formazione, struttura, struttura, livelli.

Se la condensazione (sublimazione) del vapore acqueo si verifica a una certa altezza sopra la superficie, allora nuvole.Differiscono dalle nebbie per la loro posizione nell'atmosfera, la struttura fisica e la varietà delle forme.

Nuvole - accumulo di prodotti di condensazione e sublimazione, la loro presenza è associata al raffreddamento adiabatico dell'aria che sale. L'aria che sale si raffredda gradualmente, raggiunge il confine, dove il suo t 0 diventa uguale al punto di rugiada. Questo confine è chiamato livello di condensa. Al di sopra di esso, in presenza di nuclei di condensazione, possono formarsi le nubi. Il limite inferiore delle nubi coincide con il livello di condensazione. La cristallizzazione avviene a t 0 al di sotto di -10 0 C. Scendendo al di sotto del cond. le goccioline delle nuvole possono evaporare.

Le nuvole sono trasportate dalle correnti d'aria. Se l'umidità relativa nell'aria contenente nuvole, diminuisce allora possono evaporare. In determinate condizioni, parte degli elementi cloud si sta consolidando, diventa più pesante e può cadere dalla nuvola sotto forma di precipitazione.

Secondo la struttura, le nuvole sono divise in 3 classi:

1) acqua (gocciolamento) - a t 0 positivo sono costituite da gocce con un diametro di millesimi e centesimi di mm, a t 0 negativo sono costituite da goccioline super raffreddate;

2) ghiaccio (cristallino) - si formano a t 0 sufficientemente basse;

3) misto - consiste in una miscela di gocce super raffreddate e cristalli di ghiaccio, si formano a t 0 moderatamente negativi.

Le forme delle nuvole sono molto diverse. Nella moderna classificazione internazionale, sono divisi in 10 generi, in cui si distingue un numero significativo di specie, varietà e caratteristiche aggiuntive.

Classificazione internazionale delle nuvole.

Le nuvole di questi generi si verificano ad altitudini comprese tra il livello del mare e la tropopausa. Convenzionalmente, 3 livelli sono separati, i confini dei livelli dipendono dalla latitudine geografica e dalle condizioni t 0.

Lo strato superiore di nuvole: latitudini polari - 3-8 km, temperate - 5-13 km, tropicali - 6-18 km.

Lo strato intermedio di nuvole: latitudini polari - 2-4 km, temperate - 2-7 km, tropicali - 2-8 km.

Il livello inferiore di nuvole: a tutte le latitudini - fino a 2 km.

Le principali famiglie e tipi di nubi e le condizioni per la loro formazione.

di altezza e aspetto le nuvole sono raggruppate in 4 famiglie:

IV sem. - nubi di sviluppo verticale

I 10 principali generi di nuvole sono raggruppati in famiglie come segue.

io sem. - nuvole del livello superiore

1. pennato - Cirro (Ci)

2. cirrocumulo - Cirrocumulo (Cc)

3. cirrostrato - Cirrostato (Cs)

II cem. - nuvole di livello intermedio

4. alto - cumulo - Altocumulus (Ac)

5. alto - strato - Altoostatus (As) (può penetrare nel livello superiore)

III sem. - nubi basse

6. stratocumulo - Stratocumulo (Sc)

7. a strati - Stratus (St)

8. stratificato - pioggia - Nimbostratus (Ns) (si trova quasi sempre nel livello inferiore, ma di solito penetra nei livelli sovrastanti)

IV sem. - nuvole di sviluppo verticale (le basi giacciono nel livello inferiore, le cime comprendono le posizioni delle nuvole del livello superiore)

9. cumulo - Cumulus (Cu)

10. cumulonembo - Cumulonembo (compresi temporali e rovesci)

La natura e la forma delle nuvole sono determinate da processi che causano il raffreddamento dell'aria, portando alla formazione delle nuvole.

Esistono diversi tipi genetici di nuvole.

I. Nubi di convezione(cumuli) si formano per convezione, quando si riscalda una superficie disomogenea: 1) intramass(associato a processi all'interno delle masse d'aria); 2) frontale(sorgono a causa di processi associati ai fronti, ad es. ai confini tra le masse d'aria); 3) orografico(formato quando l'aria scorre sui pendii di montagne e colline).

II. nuvole ondulate si verificano prevalentemente sotto lo strato di inversione (strato, stratocumulo, altostrato). Nelle masse d'aria stabili, il principale processo di sviluppo delle nubi è un debole trasferimento turbolento di vapore acqueo insieme all'aria dalla superficie terrestre verso l'alto e il suo successivo raffreddamento adiabatico.

III. Nubi a monte (strato)- Si tratta di enormi sistemi nuvolosi estesi lungo fronti caldi o freddi (particolarmente ben definiti nel caso di un fronte caldo).

Precipitazione

La precipitazione è l'acqua caduta in superficie dall'atmosfera sotto forma di pioggia, pioggerellina, granelli, neve, grandine. Le precipitazioni cadono principalmente dalle nuvole, ma non tutte le nuvole danno precipitazioni.

Forme di precipitazione: pioggia, pioviggine, granuli di neve, neve, granelli di ghiaccio, grandine.

Formazione delle precipitazioni. Le gocce d'acqua ei cristalli di ghiaccio nella nuvola sono molto piccoli, sono facilmente trattenuti dall'aria, anche deboli correnti ascendenti li portano verso l'alto. Affinché si formino le precipitazioni, gli elementi nuvolosi devono essere ingranditi in modo da poter superare le correnti ascendenti. L'allargamento si verifica, 1) come risultato della fusione delle goccioline e dell'adesione dei cristalli; 2) a seguito dell'evaporazione di alcuni elementi della nuvola, del trasferimento diffuso e della condensazione del vapore acqueo su altri elementi (soprattutto nelle nuvole miste). Le precipitazioni si distinguono per origine: 1) convettiva (formata nella zona calda - dal sud al tropico settentrionale), 2) orografica e 3) frontale (formata quando le masse d'aria si incontrano con diverse t 0 e altre proprietà fisiche, cadono da aria calda nelle zone temperate e fredde).

La natura delle precipitazioni dipende dalle condizioni della loro formazione: pioviggine, precipitazioni torrenziali e continue.

Caratteristiche del regime di precipitazione. Il corso giornaliero delle precipitazioni (coincide con il corso giornaliero della nuvolosità) e le sue tipologie: 1) continentale (ha 2 massimi - al mattino e al pomeriggio e 2 minimi - di notte e prima di mezzogiorno) e 2) mare (costiera ) - 1 massimo (di notte) e 1 minimo (di giorno).

Il corso annuale delle precipitazioni, ad es. la variazione della quantità di precipitazioni per mesi in diverse zone climatiche è diversa. I principali tipi di precipitazioni annuali sono: 1) equatoriali (le precipitazioni cadono uniformemente durante tutto l'anno, il massimo è il periodo dell'equinozio); 2) monsonico (max - in estate, min - in inverno - subequatoriale zona climatica e la periferia orientale dei continenti morì. e cinture subtropicali, specialmente in Eurasia e Nord America); 3) Mediterraneo (max - in inverno, min - in estate; periferia occidentale dei continenti nella zona subtropicale); 4) zona temperata continentale (durante il periodo caldo è 2-3 volte di più; spostandosi verso l'interno, la quantità totale di precipitazioni diminuisce); 5) zona temperata marina (caduta uniforme nel corso delle stagioni, piccoli massimi in autunno e in inverno).

Le seguenti caratteristiche sono utilizzate per quantificare l'umidità dell'aria: pressione del vapore acqueo, umidità assoluta, frazione di massa del vapore acqueo, umidità relativa, deficit di umidità, punto di rugiada e deficit del punto di rugiada.

Pressione del vapore acqueo ( e) è la pressione parziale del vapore acqueo contenuto nell'aria in millimetri di mercurio (mmHg) o ettopascal (hPa). Viene chiamata la massima pressione possibile del vapore acqueo a una data temperatura elasticità di saturazione O massima elasticità(E) . Quando l'elasticità del vapore acqueo corrisponde all'elasticità della saturazione, l'aria si satura di vapore acqueo e inizia il processo di condensazione o sublimazione con la formazione di goccioline d'acqua o cristalli di ghiaccio.

Carenza di umidità O mancanza di saturazione(D) è la differenza tra l'elasticità di saturazione a una data temperatura e la pressione effettiva del vapore acqueo

D=E-e

Umidità assoluta ( UN) è la massa di vapore acqueo in grammi contenuta in

1 m3 d'aria (g/m3). Per uno spazio saturo, viene chiamata l'umidità assoluta

vapore saturo O limitando l'umidità(UN) .

L'elasticità effettiva e l'umidità assoluta sono direttamente correlate

la temperatura della superficie evaporante, mentre l'elasticità di saturazione e l'umidità limite dipendono dalla temperatura dell'aria (Tabella 2.3).

Tabella 2.3. Dipendenza dell'elasticità di saturazione e dell'umidità limite dalla temperatura dell'aria

La relazione tra l'elasticità del vapore acqueo e l'umidità assoluta ha la forma:

(e- mm Hg), (2,13)

UN=0,8 e

(e- hPa), (2,14)

Coefficiente di espansione volumetrica dell'aria;

T− temperatura dell'aria in °С.

Frazione di massa del vapore acqueo ( S) è la quantità di vapore acqueo in grammi per

1 chilogrammo di aria umida (g/kg). È legato all'elasticità del vapore acqueo dalla seguente relazione:

Dove: R-pressione dell'aria.

S=622 e , (2.15)

Fino a poco tempo, questa caratteristica era chiamata umidità specifica . Se non c'è condensa del vapore acqueo o evaporazione aggiuntiva, la frazione di massa del vapore acqueo non cambia durante il riscaldamento, il raffreddamento, la compressione e l'espansione dell'aria.

Umidità relativa ( F) è il rapporto tra la quantità di vapore acqueo effettivamente contenuta nell'aria e quella massima possibile ad una data temperatura, espressa in percentuale.

F=UN 100% , (2.16)

F= 100% , (2.17)

L'umidità relativa caratterizza il grado di saturazione dell'aria con il vapore acqueo ad una data temperatura ed è inversamente proporzionale alla temperatura dell'aria.

Punto di rugiada(td) - questa è la temperatura alla quale è necessario raffreddare l'aria in modo che il vapore acqueo in essa contenuto a valori costanti di pressione e la frazione di massa del vapore acqueo (umidità specifica) raggiunga uno stato di saturazione. Quando la temperatura dell'aria è uguale al punto di rugiada, l'umidità relativa è del 100% ( t = td, F= 100%). Il punto di rugiada è sempre inferiore o uguale alla temperatura dell'aria. Sulle mappe meteorologiche, il punto di rugiada è tracciato in gradi Celsius, al decimo più vicino, come segue:

Td Td Td 125

td= 12,5°С

td= -2,8 °С

Deficit del punto di rugiada ( ∆td) è la differenza tra la temperatura dell'aria e il punto di rugiada.

∆td = t- td(2.18)

Il deficit del punto di rugiada indica di quanti gradi l'aria deve essere raffreddata affinché il vapore acqueo in essa contenuto raggiunga uno stato di saturazione. Con sufficiente precisione, possiamo supporre che ∆td£ 4 ° C, l'aria è umida e a ∆td> 4°С - secco.

Umidità dell'aria. Per caratterizzare l'umidità dell'aria vengono utilizzati i concetti: l'elasticità del vapore acqueo, umidità assoluta, umidità relativa fisiologica, deficit di saturazione e punto di rugiada.

La tensione di vapore nell'aria è la tensione del vapore acqueo, espressa in unità di pressione (mm Hg, bar, N / m 52 0). Viene chiamata l'elasticità del vapore acqueo quando è saturo di aria massima elasticità, o elasticità di saturazione a una data temperatura. Ad ogni temperatura corrisponde una certa quantità massima di vapore acqueo, più di quella che l'aria non può assorbire. Il superamento di questo limite provoca la condensazione e la precipitazione di goccioline di acqua liquida dall'aria.

L'umidità assoluta è il contenuto di vapore acqueo, espresso in grammi per 1 m 3, in millimetri di pressione della colonna di mercurio o nel sistema SI - in pascal (1 Ra \u003d N / m2).

L'umidità relativa è il rapporto tra la pressione effettiva del vapore acqueo nell'aria e la pressione di saturazione a una data temperatura, espressa in percentuale.

Il deficit di saturazione è la differenza tra la pressione di saturazione e l'effettiva tensione di vapore nell'aria, o tra l'umidità massima e quella assoluta.

Il punto di rugiada è la temperatura alla quale l'umidità assoluta dell'aria raggiunge la saturazione, cioè diventa massima.

Umidità relativa fisiologica) - il rapporto tra la quantità di vapore acqueo effettivamente contenuta nell'aria e la loro quantità massima che può essere contenuta nell'aria alla temperatura superficiale del corpo umano e dei polmoni, cioè a 34 e 37 C, rispettivamente (espresso anche in percentuale). L'evaporazione dalla superficie del corpo e delle vie respiratorie a temperature inferiori a queste è possibile, anche se l'aria è completamente satura, poiché, riscaldandosi in vie respiratorie e sulla superficie del corpo fino a 34 e 37 5o 0C, diventa più umido.

L'umidità dell'aria influisce sul rilascio di calore mediante l'evaporazione del sudore. Il tasso di evaporazione del sudore dipende dalla temperatura, dall'umidità relativa e dalla velocità dell'aria. Maggiore è il deficit di saturazione e maggiore è la velocità del movimento dell'aria, più intensa è l'evaporazione del sudore. In questo caso si perde una tale quantità di calore che l'aria in movimento (vento) ha un effetto benefico anche a temperature significativamente superiori a quella corporea. È stato stabilito che il vento peggiora la salute e riduce le prestazioni a una temperatura di 37,0 5o 0C solo nel caso di saturazione al 100% dell'aria con vapore acqueo. Con un'umidità dell'aria del 60%, il vento cessa di avere un effetto benefico solo a temperature superiori a 43,3 C e con un'umidità del 30% - a temperature superiori a 60 C.

A basse temperature l'umidità dell'aria ha scarso effetto sul trasferimento di calore dalla superficie del corpo a causa del fatto che nell'aria gelida, a causa della sua bassa capacità di umidità, anche quando è completamente satura, contiene una quantità insignificante di vapore acqueo, è più conveniente giudicare l'influenza dell'umidità, così come altri fattori ambientali sul trasferimento di calore umano. Si ritiene che il valore ottimale di umidità relativa sia compreso tra il 50 e il 60%; il valore inferiore accettabile è 30%, quello superiore è 70%, l'estremo inferiore è 10-20% e l'estremo superiore è 80-100%. Per la misurazione utilizzare: igrometro, psicrometro.

La velocità del movimento dell'aria. valore igienico. La dipendenza dell'esposizione umana dalla temperatura e dall'umidità dell'aria. Metodi e mezzi di misura. Grado.

Movimento dell'aria. Il fattore principale che determina il movimento dell'aria (vento) è la differenza di pressione e temperatura. Il movimento dell'aria è caratterizzato da velocità, direzione, forma (laminare, turbolento) e durata.L'aria in movimento influisce notevolmente sulla quantità di trasferimento di calore per convezione. La convezione è intesa come il trasferimento di calore attraverso il movimento di molecole d'aria (e liquidi) in un mezzo con un equilibrio termico disturbato: maggiore è la velocità del movimento dell'aria, maggiore è il trasferimento di calore. L'effetto di raffreddamento del vento aumenta notevolmente a temperature dell'aria negative. La velocità del suo movimento dell'ordine dei centesimi di metro al secondo è già avvertita da una persona, va notato che il vento, esercitando una pressione sulla superficie degli indumenti, facilita la penetrazione dell'aria fredda nello spazio della biancheria intima e accelera il raffreddamento generale del corpo. Quando la temperatura ambiente aumenta e la differenza di temperatura diminuisce, la perdita di calore per convezione diminuisce.Se la temperatura dell'aria diventa uguale alla temperatura della pelle (34 C), il trasferimento di calore in questo modo si interrompe del tutto, e se la supera, allora un inverso si stabilisce il flusso di calore dall'aria al corpo (riscaldamento per convezione). Tuttavia, l'effetto riscaldante sul corpo dell'aria in movimento avviene solo se la quantità di calore ceduto dall'aria riscaldata è maggiore della sua perdita per evaporazione del sudore. Ciò si osserva a temperature dell'aria molto elevate (oltre 60 C) oa temperature inferiori, ma al 100% di umidità, quando l'evaporazione del sudore si interrompe. In tutti gli altri casi (cioè quando l'umidità è inferiore al 100% e la temperatura dell'aria è inferiore a 60 C), l'aria in movimento ha un effetto di raffreddamento. L'effetto di raffreddamento dell'aria in movimento viene utilizzato per migliorare l'abitabilità in serbatoi e altri oggetti con fonti di radiazione termica. Il movimento dell'aria asporta il calore in eccesso che cade sulla superficie del corpo, consentendo di lavorare con livelli di irraggiamento superiori al massimo tollerato.

A temperature medie dell'aria (da 18 a 20 C) nei locali, il valore ottimale della velocità dell'aria è 0,05 - 0,25 m / s, il valore consentito è 0,3 m / s. A basse temperature, la massima velocità dell'aria tollerabile è di 3-5 m/s. Mezzi di misurazione: anemometro, catatermometro.

28. Aria di locali abitati chiusi. Cause che ne modificano la composizione naturale e il livello di inquinamento. Prevenzione degli effetti negativi sull'uomo. L'aria nelle stanze abitabili contiene la stessa quantità di ossigeno, ma non è biologicamente attiva. Manca "qualcosa" necessario per il corpo e dandogli vigore e salute. Questo "qualcosa" è l'elettricità atmosferica, o meglio, i suoi vettori, gli ioni gassosi. L'applicazione principale degli ionizzatori è la creazione nei locali della concentrazione ottimale di ioni d'aria caricati negativamente, necessari per la vita normale. L'aria priva di ioni dell'aria è "morta", danneggia la salute e porta a malattie. Qualsiasi malattia inizia con un disordine metabolico nelle cellule del corpo, la cui manifestazione è una diminuzione della loro carica negativa, e questo cambia lo stato colloidale delle cellule, il rilascio del loro contenuto nel flusso sanguigno e la coagulazione intravascolare. La carica negativa delle cellule può essere ripristinata dai farmaci (eparina) e dall'inalazione di aria, con un eccesso di ioni negativi di ossigeno nell'aria. Questi ioni dell'aria, entrando nei polmoni, penetrano nel sangue e vengono veicolati in tutto il corpo, ripristinando la carica negativa delle cellule, stimolando il metabolismo ed esercitando un effetto antitrombotico.

UMIDITÀ DELL'ARIA - il contenuto di vapore acqueo nell'aria, caratterizzato da un numero di valori. L'acqua evaporata dalla superficie dei continenti e degli oceani quando vengono riscaldati entra nell'atmosfera e si concentra negli strati inferiori della troposfera. La temperatura alla quale l'aria raggiunge la saturazione con l'umidità per un dato contenuto di vapore acqueo e una pressione costante è chiamata punto di rugiada.

L'umidità è caratterizzata dai seguenti indicatori:

Umidità assoluta (latino absolutus - pieno). Si esprime come massa di vapore acqueo in 1 m³ di aria. Si calcola in grammi di vapore acqueo per 1 m³ di aria. Maggiore è la temperatura dell'aria, maggiore è l'umidità assoluta, poiché più acqua passa dallo stato liquido a vapore quando viene riscaldata. Durante il giorno, l'umidità assoluta è più alta che di notte. L'indice di umidità assoluta dipende da posizione geografica un dato punto: alle latitudini polari, ad esempio, è fino a 1 g per 1 m³ di vapore acqueo, all'equatore fino a 30 grammi per 1 m³; a Batumi (Georgia, costa del Mar Nero), l'umidità assoluta è di 6 g per 1 m³, ea Verkhoyansk (Russia, Siberia nord-orientale) - 0,1 grammi per 1 m³. La copertura vegetale dell'area dipende in gran parte dall'umidità assoluta dell'aria;

umidità relativa. Questo è il rapporto tra la quantità di umidità nell'aria e la quantità che può trattenere alla stessa temperatura. L'umidità relativa è calcolata in percentuale. Ad esempio, l'umidità relativa è del 70%. Ciò significa che l'aria contiene il 70% della quantità di vapore che può contenere a una data temperatura. Se l'andamento giornaliero dell'umidità assoluta è direttamente proporzionale all'andamento delle temperature, allora l'umidità relativa è inversamente proporzionale a questo andamento. Una persona si sente bene con un'umidità relativa del 40-75%. La deviazione dalla norma provoca uno stato doloroso del corpo.

L'aria in natura è raramente satura di vapore acqueo, ma ne contiene sempre una certa quantità. Da nessuna parte sulla terra è stata registrata un'umidità relativa dello 0%. Nelle stazioni meteorologiche, l'umidità viene misurata utilizzando un dispositivo igrometro, inoltre vengono utilizzati registratori - igrografi;

L'aria è satura e insatura. Quando l'acqua evapora dalla superficie dell'oceano o della terraferma, l'aria non può trattenere il vapore acqueo a tempo indeterminato. Questo limite dipende dalla temperatura dell'aria. L'aria che non può più trattenere l'umidità è chiamata satura. Da quest'aria, al minimo raffreddamento, iniziano a emergere gocce d'acqua sotto forma di rugiada, nebbie. Questo perché l'acqua, una volta raffreddata, passa dallo stato gassoso (vapore) allo stato liquido. L'aria sopra una superficie asciutta e calda di solito contiene meno vapore acqueo di quanto potrebbe a una data temperatura. Tale aria è chiamata insatura. Quando si raffredda, l'acqua non viene sempre rilasciata. Più calda è l'aria, maggiore è la sua capacità di assorbire l'umidità. Ad esempio, a una temperatura di -20 ° C, l'aria non contiene più di 1 g / m³ di acqua; ad una temperatura di + 10°С - circa 9 g/m³, ea +20°С - circa 17 g/m³. Pertanto, con l'apparente elevata umidità dell'aria nella tundra e la sua secchezza nella steppa, la loro umidità assoluta può essere la stessa a causa della loro differenza di temperatura.

Il calcolo dell'umidità dell'aria ha Grande importanza non solo per determinare il tempo, ma anche per eseguire molte misure tecniche, nella conservazione di libri e quadri museali, nel trattamento delle malattie polmonari e soprattutto nell'irrigazione dei campi.