Øvelse 1.
Beregn fuktighetskoeffisienten for punktene som er angitt i tabellen, bestem hvilke naturlige soner de befinner seg i og hva slags fuktighet som er typisk for dem.
Fuktighetskoeffisienten bestemmes av formelen:
K - fuktighetskoeffisient i form av en brøkdel eller i%; P er mengden nedbør i mm; Em - volatilitet i mm. Ifølge N.N. Ivanov, fuktighetskoeffisienten for skogsonen er 1,0-1,5; skog-steppe 0,6 - 1,0; stepper 0,3 - 0,6; semi-ørkener 0,1 - 0,3; ørken mindre enn 0,1.
Fuktighetsegenskaper ved naturlige soner
|
Fordampning |
Fuktighetskoeffisient |
Fuktighetsgivende |
naturområde |
||
|
utilstrekkelig |
skog-steppe |
||||
|
utilstrekkelig | |||||
|
utilstrekkelig | |||||
|
utilstrekkelig |
halvørken |
For en omtrentlig vurdering av fuktighetsforhold brukes en skala: 2,0 - overdreven fuktighet, 1,0-2,0 - tilfredsstillende fuktighet, 1,0-0,5 - tørr, utilstrekkelig fuktighet, 0,5 - tørr
For 1 vare:
K = 520/610 K = 0,85
Tørr, utilstrekkelig fuktighet, naturlig sone - skog-steppe.
For 2 varer:
K = 110/1340 K = 0,082
Tørr, utilstrekkelig fuktighet, naturlig sone - ørken.
For 3 varer:
K = 450/820 K = 0,54
Tørr, utilstrekkelig fuktighet, naturlig sone - steppe.
For 4 varer:
K = 220/1100 K = 0,2
Tørr, utilstrekkelig fuktighet, naturlig sone - semi-ørken.
Oppgave 2.
Regn ut fuktighetsfaktoren for Vologda-regionen, Hvis årlig beløp nedbør er gjennomsnittlig 700 mm, fordampning - 450 mm. Lag en konklusjon om fuktighetens beskaffenhet i området. Vurder hvordan fuktigheten vil endre seg under forskjellige kuperte forhold.
Fuktighetskoeffisient (i henhold til N. N. Ivanov) bestemmes av formelen:
hvor, K - fuktighetskoeffisient i form av en brøkdel eller i%; P er mengden nedbør i mm; Em - volatilitet i mm.
K = 700/450 K = 1,55
Konklusjon: I Vologda-regionen, som ligger i den naturlige sonen - taiga, er fuktighet overdreven, fordi. fuktighetsfaktoren er større enn 1.
Fukting under forskjellige forhold i kupert terreng vil variere, det avhenger av: geografisk breddegrad terreng, okkupert område, havnærhet, relieffhøyde, fuktighetskoeffisient, underliggende overflate, skråningseksponering.
Dette er interessant:
Tjenestesektoren
Tjeneste - handlinger av en viss forbrukerverdi og kostnad. Prosessen med forbruk og produksjon på samme tid. Den største andelen i tjenestesektoren er okkupert av finansielle tjenester (investeringer, kreditt, leasing, forsikring, pengeoverføringer) ...
Offentlig sektor i regionen
I 2007 mottok budsjettet til Altai-territoriet totalt 38 milliarder 175 millioner 68 tusen rubler. Samtidig er beløpet generelle utgifter utgjorde 37 milliarder 502 millioner 751 tusen rubler. Slike data ble gitt til en REGNUM-korrespondent i dag, 28. januar, ...
Dynamikk, utvikling, utvikling av landskap
Variasjon, stabilitet og dynamikk i landskapet. Variasjonen til landskap skyldes mange årsaker, den har en kompleks natur og kommer til uttrykk på en grunnleggende måte. ulike former. Først av alt bør to hovedtyper av landskap skilles ...
Dermed viser fuktighetskoeffisienten hvor mye nedbør som faller i denne perioden i den aktuelle regionen. Dette er igjen en av hovedfaktorene som bestemmer den dominerende vegetasjonstypen i området.
Fuktighetskoeffisientberegning
Formelen for å beregne fuktighetskoeffisienten er som følger: K = R / E. I den angitte formelen betegner symbolet K selve fuktighetskoeffisienten, og symbolet R angir mengden nedbør som falt i et gitt område i løpet av året, uttrykt i millimeter. Til slutt angir symbolet E mengden nedbør, som er fra jordoverflaten, for samme tidsperiode.Den angitte nedbørsmengden, som også er uttrykt i millimeter, avhenger av temperaturen i et gitt område i en bestemt tidsperiode og andre faktorer. Derfor, til tross for den tilsynelatende enkelheten til formelen ovenfor, krever beregningen av fuktighetskoeffisienten et stort antall foreløpige målinger ved bruk av nøyaktige instrumenter og kan bare utføres av et ganske stort team av meteorologer.
På sin side gjør verdien av fuktighetskoeffisienten i et bestemt område, som tar hensyn til alle disse indikatorene, som regel det mulig å bestemme med høy grad av sikkerhet hvilken type vegetasjon som er dominerende i denne regionen. Så hvis fuktighetskoeffisienten overstiger 1, indikerer dette høy level fuktighet i dette området, som innebærer overvekt av slike typer vegetasjon som taiga, tundra eller skog-tundra.
Et tilstrekkelig nivå av fuktighet tilsvarer en fuktighetskoeffisient lik 1, og er som regel preget av en overvekt av blandet eller. Fuktighetskoeffisient fra 0,6 til 1 er typisk for skog-steppemassiver, fra 0,3 til 0,6 - for stepper, fra 0,1 til 0,3 - for semi-ørkenterritorier og fra 0 til 0,1 - for ørkener.
Fukting av territoriet bestemmes ikke bare av mengden nedbør, men også av fordampning. Med samme nedbørmengde, men ulik fordampning, kan fuktighetsforholdene være forskjellige.
Fuktighetskoeffisienter brukes for å karakterisere fuktighetsforholdene. Det er over 20 måter å uttrykke det på. De vanligste er følgende indikatorer fukting:
- Hydrotermisk koeffisient G.T. Seljaninov.
hvor R er den månedlige nedbørmengden;
Σt er summen av temperaturer per måned (nær fordampningshastigheten).
- Fuktighetskoeffisient Vysotsky-Ivanov.
hvor R er mengden nedbør per måned;
E p - månedlig volatilitet.
En fuktighetskoeffisient på ca. 1 betyr normal fuktighet, mindre enn 1 betyr utilstrekkelig fuktighet, og mer enn 1 betyr overdreven fuktighet.
- Strålingsindeks for tørrhet M.I. Budyko.
der R i er strålingsindeksen for tørrhet, viser den forholdet mellom strålingsbalansen R og summen av varme Lr som kreves for å fordampe nedbør i løpet av et år (L er den latente fordampningsvarmen).
Strålingstørrhetsindeksen viser hvor stor andel av reststrålingen som brukes på fordampning. Hvis det er mindre varme enn det som kreves for å fordampe den årlige nedbørsmengden, vil fuktigheten være for høy. Når R i 0,45 overdreven fuktighet; ved R i = 0,45-1,00 er fuktighet tilstrekkelig; ved R i = 1,00-3,00 er fuktighet utilstrekkelig.
atmosfærisk fukting
Mengden nedbør uten å ta hensyn til landskapsforhold er en abstrakt verdi, fordi den ikke bestemmer betingelsene for å fukte territoriet. Så, i tundraen til Yamal og halvørkenene i det kaspiske lavlandet, faller samme mengde nedbør - omtrent 300 mm, men i det første tilfellet er fuktigheten overdreven, sumpene er høy, i den andre - utilstrekkelig fuktighet, vegetasjonen her er tørrelskende, xerofytisk.
Fukting av territoriet forstås som forholdet mellom mengden nedbør ( R) faller ut i et gitt område, og volatilitet ( E n) for samme periode (år, sesong, måned). Dette forholdet, uttrykt i prosent, eller i brøkdeler av en enhet, kalles fuktighetskoeffisienten ( K yv = R/E m) (ifølge N. N. Ivanov). Fuktighetskoeffisienten viser enten for høy fuktighet (Kw > 1), hvis nedbøren overstiger fordampningen som er mulig ved en gitt temperatur, eller ulike grader av utilstrekkelig fuktighet (Kw<1), если осадки меньше испаряемости.
Naturen til fuktighet, det vil si forholdet mellom varme og fuktighet i atmosfæren, er hovedårsaken til eksistensen av naturlige vegetasjonssoner på jorden.
I henhold til hydrotermiske forhold skilles flere typer territorier ut:
1. Territorier med overdreven fuktighet - TIL SW er større enn 1, dvs. 100-150 %. Dette er sonene til tundra og skog-tundra, og med tilstrekkelig varme - skoger med tempererte, tropiske og ekvatoriale breddegrader. Slike vannfylte områder kalles fuktige, og våtmarker kalles ekstra fuktige (lat. Humidus - våt).
2. Territorier med optimal (tilstrekkelig) fuktighet er smale soner hvor TIL SV ca 1 (ca 100%). Innenfor deres grenser er det en proporsjonalitet mellom mengden nedbør og fordampning. Dette er smale strimler av løvskog, sparsomme skoger med variabel fuktighet og fuktige savanner. Forholdene her er gunstige for vekst av mesofile planter.
3. Territorier med moderat utilstrekkelig (ustabil) fuktighet. Tildel ulike grader av ustabil fuktighet: territorier med TIL uv \u003d 1-0,6 (100-60%) er karakteristiske for engstepper (skogsteppe) og savanner, med TIL uv = 0,6-0,3 (60-30%) - tørre stepper, tørre savanner. De er preget av en tørr sesong, noe som gjør landbruksutvikling vanskelig på grunn av hyppige tørkeperioder.
4. Territorier med utilstrekkelig fuktighet. Tørre soner utmerkes (latin aridus - tørr) med TIL uv = 0,3-0,1 (30-10%), halvørkener er typiske her, og ekstra tørre soner med TIL SW mindre enn 0,1 (mindre enn 10%) - ørkener.
I områder med overdreven fuktighet påvirker overflod av fuktighet negativt prosessene med lufting (ventilasjon) av jorda, det vil si gassutvekslingen av jordluft med atmosfærisk luft. Mangelen på oksygen i jorda dannes på grunn av fylling av porene med vann, og det er grunnen til at luft ikke kommer inn der. Dette forstyrrer de biologiske aerobe prosessene i jorda, den normale utviklingen til mange planter blir forstyrret eller til og med stoppet. I slike områder vokser det hygrofyttplanter og det lever hygrofile dyr, som er tilpasset fuktige og fuktige habitater. For å involvere territorier med overdreven fuktighet i den økonomiske, primært landbruksmessige omsetningen, er det nødvendig med gjenvinning av drenering, det vil si tiltak som tar sikte på å forbedre vannregimet i territoriet, overflødig vann(drenering).
Det er flere områder med utilstrekkelig fuktighet på jorden enn vannfylte. I tørre soner er landbruk uten vanning umulig. Det viktigste gjenvinningstiltaket i dem er vanning - kunstig påfyll av fuktighetsreserver i jorda for normal utvikling av planter og vanning - opprettelse av kilder til fuktighet (dammer, brønner og andre vannforekomster) for husholdningsbehov og vanning av husdyr .
Under naturlige forhold, i ørkener og halvørkener, vokser planter som er tilpasset tørrhet - xerofytter. De har vanligvis et sterkt rotsystem som er i stand til å trekke ut fuktighet fra bakken, små blader, noen ganger omgjort til nåler og torner, for å fordampe mindre fuktighet, er stilkene og bladene ofte dekket med et voksbelegg. En spesiell gruppe planter blant dem er dannet av sukkulenter som samler fuktighet i stilker eller blader (kaktus, agave, aloe). Sukkulenter vokser bare i varme tropiske ørkener, hvor det ikke er negative lufttemperaturer. Ørkendyr - xerofiler er også tilpasset tørrhet på forskjellige måter, for eksempel går de i dvale i den tørreste perioden (jordekorn), er fornøyd med fuktigheten som finnes i maten (noen gnagere).
Tørke er iboende i områder med utilstrekkelig fuktighet. I ørkener og halvørkener er dette årlige fenomener. I steppene, som ofte kalles den tørre sonen, og i skogsteppen, forekommer tørker om sommeren en gang hvert par år, noen ganger fanger de slutten av våren - begynnelsen av høsten. Tørke er en lang (1-3 måneder) periode uten regn eller med svært lite nedbør, ved høye temperaturer og lav absolutt og relativ fuktighet i luft og jord. Skille mellom atmosfærisk og jordtørke. Atmosfærisk tørke kommer tidligere. På grunn av høye temperaturer og stort fuktighetsunderskudd øker plantetranspirasjonen kraftig, røttene har ikke tid til å tilføre fuktighet til bladene, og de visner. Jordtørke kommer til uttrykk i uttørking av jorden, på grunn av hvilken den normale vitale aktiviteten til planter blir fullstendig forstyrret og de dør. Jordtørke er kortere enn atmosfærisk tørke på grunn av vårens fuktighetsreserver i jorda og grunnvannet. Tørke er forårsaket av det antisykloniske værregimet. I antisykloner går luften ned, varmes opp adiabatisk og tørker opp. Langs periferien av antisykloner er vind mulig - tørr vind med høye temperaturer og lav relativ fuktighet (opptil 10–15%), som øker fordampningen og har en enda mer skadelig effekt på planter.
I steppene er vanning mest effektivt med tilstrekkelig elvestrøm. Ytterligere tiltak er snøakkumulering - bevart stubb på åkrene og planting av busker langs kanten av bjelkene slik at snø ikke blåser av i dem, og snøoppbevaring - rullende snø, lage snøbanker, dekke snø med halm for å øke varighet av snøsmelting og etterfylling av grunnvannsreserver. Skogslybelter er også effektive, som forsinker avrenningen av smeltet snøvann og forlenger snøsmelteperioden. Vindtette (vindsperre) skogstriper av stor lengde, plantet i flere rader, svekker vindhastigheten, inkludert tørrvind, og reduserer dermed fuktighetsfordampning.
Litteratur
- Zubashchenko E.M. Regional fysisk geografi. Jordens klima: læremiddel. Del 1. / E.M. Zubashchenko, V.I. Shmykov, A.Ya. Nemykin, N.V. Polyakov. - Voronezh: VGPU, 2007. - 183 s.
Beregnet i henhold til formelen,
hvor er fuktighetskoeffisienten,
R er gjennomsnittlig årlig nedbør, i mm.
E - fordampningsverdi (mengden fuktighet som kan fordampe fra vannoverflaten ved en gitt temperatur), i mm.
skille mellom følgende typer territorier:
Ved >1 - overflødig fuktighet ( tundra, skog-tundra, taiga, og med en tilstrekkelig mengde varme, skoger med tempererte og ekvatoriale breddegrader) - fuktige områder
I områder med overdreven fuktighet påvirker overflod av fuktighet negativt prosessene med lufting (ventilasjon) av jorda, det vil si gassutvekslingen av jordluft med atmosfærisk luft. Mangelen på oksygen i jorda dannes på grunn av fylling av porene med vann, og det er grunnen til at luft ikke kommer inn der. Dette forstyrrer de biologiske aerobe prosessene i jorda, den normale utviklingen til mange planter blir forstyrret eller til og med stopper. I slike områder vokser det hygrofyttplanter og det lever hygrofile dyr, som er tilpasset fuktige og fuktige habitater. For å involvere territorier med overdreven fuktighet i økonomisk, først og fremst jordbruk, sirkulasjon, er dreneringsgjenvinning nødvendig, det vil si tiltak som tar sikte på å forbedre vannregimet i territoriet, fjerne overflødig vann (drenering).
Ved ≈1 - tilstrekkelig fuktighet ( blandet eller løvskoger)
På 0,3< <1 - увлажнение недостаточное (если <0.6 - steppe, >0.6 - skog-steppe) Tildel ulike grader av ustabil fuktighet: territorier med TIL uv \u003d 1-0,6 (100-60%) er karakteristiske for engstepper ( skog-steppe) og savanner, med TIL uv = 0,6-0,3 (60-30%) - tørre stepper, tørre savanner. De er preget av en tørr sesong, noe som gjør landbruksutvikling vanskelig på grunn av hyppige tørkeperioder. I steppene er vanning mest effektivt med tilstrekkelig elvestrøm. Ytterligere tiltak er snøakkumulering - bevart stubb på åkrene og planting av busker langs kanten av bjelkene slik at snø ikke blåser av i dem, og snøoppbevaring - rullende snø, lage snøbanker, dekke snø med halm for å øke varighet av snøsmelting og etterfylling av grunnvannsreserver. Skogslybelter er også effektive, som forsinker avrenningen av smeltet snøvann og forlenger snøsmelteperioden. Vindtette (vindsperre) skogstriper av stor lengde, plantet i flere rader, svekker vindhastigheten, inkludert tørrvind, og reduserer dermed fuktighetsfordampning.
På<0.3 - скудное увлажнение (если <0.1 - ørken, >0.1 - halvørken) ekstratørre soner Hovedgjenvinningsaktiviteten i dem er vanning - kunstig påfyll av fuktighetsreserver i jorda for normal utvikling av planter og vanning - opprettelse av kilder til fuktighet (dammer, brønner og andre vannforekomster) for husholdnings- og husholdningsbehov og vanning av husdyr.
Under naturlige forhold, i ørkener og halvørkener, vokser planter som er tilpasset tørrhet - xerofytter. De har vanligvis et sterkt rotsystem som er i stand til å trekke ut fuktighet fra bakken, små blader, noen ganger omgjort til nåler og torner, for å fordampe mindre fuktighet, er stilkene og bladene ofte dekket med et voksbelegg. En spesiell gruppe planter blant dem er dannet av sukkulenter som samler fuktighet i stilker eller blader (kaktus, agave, aloe).
For å vurdere fuktinnholdet i et gitt landskap bruker vi også tørrhetsstrålingsindeks, som er den resiproke av fuktighetskoeffisienten. Og det beregnes etter formelen
5. Luftfuktighet. De viktigste faktorene som påvirker den geografiske fordelingen av fuktighet. Hydrometeorer.
Jordens atmosfære inneholder omtrent 14 tusen km 3 vanndamp. Vann kommer inn i atmosfæren som følge av fordampning fra den underliggende overflaten.
Fordampning. Fordampningsprosessen fra vannoverflaten er assosiert med den kontinuerlige bevegelsen av molekyler inne i væsken. Vannmolekyler beveger seg i forskjellige retninger og med forskjellige hastigheter. Samtidig kan noen molekyler som befinner seg nær overflaten av vannet og som har høy hastighet, overvinne kreftene til overflatekohesjon og hoppe ut av vannet inn i de tilstøtende luftlagene.
Fordampningshastigheten og størrelsen på fordampningen avhenger av mange faktorer, først og fremst på temperatur og vind, på underskudd av fuktighet og trykk. Jo høyere temperatur, jo mer vann kan fordampe. Vindens rolle i fordampning er tydelig. Vinden fører stadig vekk luften som har klart å absorbere en viss mengde vanndamp fra den fordampende overflaten, og bringer kontinuerlig med seg nye porsjoner med tørrere luft. Ifølge observasjoner, selv en svak vind (0,25 m/s)øker fordampningen med nesten tre ganger.
Under fordampning fra landoverflaten spiller vegetasjon en enorm rolle, siden det i tillegg til fordampning fra jorda skjer fordampning ved vegetasjon (transpirasjon).
I atmosfære fuktighet kondenserer, beveger seg av luftstrømmer og faller igjen i form av forskjellige nedbørsmengder på jordoverflaten, og lager dermed en konstant syklus av vann
For å kvantifisere innholdet av vanndamp i atmosfæren, brukes ulike egenskaper for luftfuktighet.
Elastisitet (faktisk) til vanndamp (e) - trykket av vanndamp i atmosfæren uttrykkes i mm Hg. eller i millibar (mb). Tallmessig er det nesten sammenfallende med absolutt fuktighet (innholdet av vanndamp i luften i g/m 3), derfor kalles elastisitet ofte absolutt fuktighet.
Metningselastisitet (maksimal elastisitet) (E) - grensen for vanndampinnhold i luften ved en gitt temperatur. Verdien av metningselastisitet avhenger av lufttemperaturen, jo høyere temperatur, jo mer kan den inneholde vanndamp.
Det er andre viktige egenskaper ved fuktighet, som fuktighetsunderskudd og duggpunkt.
Fuktighetsunderskudd (D) - forskjellen mellom metningselastisiteten og den faktiske elastisiteten:
absolutt fuktighet. Mengden vanndamp i luften kalles absolutt fuktighet. Absolutt fuktighet er uttrykt i gram per 1 m 3 luft eller i trykkenheter: millimeter og millibar. Den viktigste faktoren som påvirker fordelingen av absolutt fuktighet er temperaturen. Imidlertid forstyrres denne avhengigheten noe av fordelingen av land og vann på jordens overflate, tilstedeværelsen av fjell, platåer og andre faktorer. Så i kystland er den absolutte luftfuktigheten vanligvis større enn inne på kontinentene. Likevel har temperaturen fortsatt en dominerende verdi, noe som kan sees i de følgende eksemplene.
Sammen med årlige, månedlige og daglige temperatursvingninger svinger også den absolutte luftfuktigheten. Amplituden av årlige svingninger i absolutt fuktighet i den tropiske sonen er 2-3, i den tempererte sonen 5-6, og innenfor kontinentene 9-10 mm.
Absolutt luftfuktighet avtar med høyden. Fra observasjoner av 74 oppstigninger av ballonger i Europa, ble det funnet at gjennomsnittlig årlig absolutt luftfuktighet på jordens overflate er 6,66 mm; i en høyde av 500 m - 6,09 mm; 1 tusen m - 4,77 mm; 2 tusen m - 2,62 mm; 5 tusen m- 0,52 mm; 10 tusen m- 0,02 mm.
Hvis den mettede luften varmes opp, beveger den seg igjen bort fra metning og får igjen evnen til å oppfatte en ny mengde vanndamp. Omvendt, hvis mettet luft avkjøles, vil det overmettet og under disse forholdene begynner kondensasjon, dvs. kondensering av overflødig vanndamp. Hvis du avkjøler luften som ikke er mettet med vanndamp, vil den gradvis nærme seg metning. Temperaturen der umettet luft blir mettet kalles DUGGPUNKT. Hvis luften som er avkjølt til duggpunktet (τ) avkjøles ytterligere, begynner den også å frigjøre overflødig vanndamp ved kondensering. Det er klart at plasseringen av duggpunktet avhenger av graden av fuktighet i luften. Jo mer fuktig luften er, jo raskere kommer duggpunktet, og omvendt.
Av alt som er sagt er det klart at luftens evne til å motta og inneholde ulike maksimale mengder vanndamp er direkte avhengig av temperaturen.
Hvis luften inneholder mindre vanndamp enn det som trengs for å mette den ved en gitt temperatur, kan det bestemmes hvor nær luften er metning. For å gjøre dette, beregne den relative fuktigheten.
Relativ fuktighet (r) - forholdet mellom den faktiske elastisiteten til vanndamp og metningselastisiteten, uttrykt i prosent:
Når mettet, e \u003d E, r \u003d 100%.
hvis den relative fuktigheten er nær 100%, blir nedbør svært sannsynlig; ved lav relativ luftfuktighet, tvert imot, vil nedbør være usannsynlig.
Det er ikke vanskelig å se at forholdet mellom relativ fuktighet og lufttemperatur stort sett vil være omvendt. Jo høyere temperatur, jo lenger er luften fra metning, og følgelig vil dens relative fuktighet være mindre. Dermed, V i polare land, hvor lave temperaturer råder, kan den relative luftfuktigheten være størst, og i tropiske land kan den være lavere. Lav relativ luftfuktighet er observert i subtropiske breddegrader, spesielt på land, den laveste - i ørkener, hvor gjennomsnittlig årlig relativ luftfuktighet er mindre enn 30%. Relativ fuktighet påvirkes av andre faktorer enn temperatur. Derfor er det ingen så nær sammenheng som vi observerte mellom absolutt fuktighet og temperatur.
Den årlige variasjonen av relativ fuktighet er også det motsatte av den årlige variasjonen av temperatur. Inne på kontinentene på våre breddegrader er den relative luftfuktigheten høyest om vinteren, og lavest om sommeren og våren.
Ulike hygrometre og psykrometre brukes til å måle luftfuktighet. Av hpix er de mest brukte: vekthygrometer, hårhygrometer, hygrograf og Assmann psykrometer.
Geografisk fordeling av fuktighet:
Maksimal luftfuktighet på land observeres i området med ekvatoriale skoger.
Fuktighet, som temperatur, synker med breddegrad. I tillegg, om vinteren, er den, som temperaturen, lavere på kontinentene og høyere på havene, så om vinteren bøyes isolinene med damptrykk eller absolutt fuktighet, som isotermer, over kontinentene mot ekvator. Over det veldig kalde innlandet til Sentral- og Øst-Asia oppstår til og med et område med spesielt lavt damptrykk med lukkede isoliner.
Men om sommeren er samsvaret mellom temperatur og dampinnhold mindre. Temperaturene inne på kontinentene er høye om sommeren, men faktisk fordampning er begrenset av fuktighetsreserver, så vanndamp kan ikke komme inn i luften mer enn over havene, og faktisk kommer den mindre inn. Følgelig øker ikke damptrykket over kontinentene sammenlignet med havene, til tross for høyere temperatur. Derfor, i motsetning til isotermene, bøyer ikke isolinene av damptrykk om sommeren seg over kontinentene til høye breddegrader, men passerer nær breddesirklene. Og ørkener, som Sahara eller ørkenene i Sentral- og Sentral-Asia, er områder med lavt damptrykk med lukkede isoliner.
I kontinentale områder med rådende helårs lufttransport fra havet, for eksempel i Vest-Europa, er dampinnholdet ganske stort, nært oseanisk både om vinteren og sommeren. I monsunregioner, som sør og øst i Asia, hvor luftstrømmene ledes fra havet om sommeren og fra land om vinteren, er dampinnholdet høyt om sommeren og lavt om vinteren.
Relativ luftfuktighet er alltid høy i ekvatorialsonen, hvor innholdet av damp i luften er svært høyt, og temperaturen ikke er for høy på grunn av store skyer. Relativ fuktighet er alltid høy i Polhavet, nord i Atlanterhavet og Stillehavet, i antarktiske farvann, hvor den når de samme eller nesten samme høye verdiene som i ekvatorialsonen. Årsaken til den høye relative luftfuktigheten er imidlertid annerledes her. Innholdet av luftdamp på høye breddegrader er ubetydelig, men lufttemperaturen er også lav, spesielt om vinteren Lignende forhold observeres om vinteren over kalde kontinenter på middels og høye breddegrader.
Svært lav relativ luftfuktighet (opptil 50 % og lavere) observeres hele året i subtropiske og tropiske ørkener, hvor luften ved høye temperaturer inneholder lite damp.
HYDROMETEORER
nedbør som frigjøres direkte fra luften på jordoverflaten og på gjenstander (dugg, rimfrost, frost osv.).
1. Hydrometeorer er mange små dråper vann eller is som faller fra atmosfæren, dannet på terrestriske gjenstander, løftet av vinden opp i luften fra jordoverflaten.
Det faller ut nedbøren er overskyet, duskregn og kraftig.
Nedbør kan karakteriseres som monoton nedbør. Varigheten av kontinuerlig tap kan være fra en time til flere dager. Årsaken er nimbostratus- og altostratus-skyer med kontinuerlig uklarhet. Forresten, hvis temperaturen er under minus ti grader, kan lett snø falle med overskyet himmel (regn, superkjølt regn, underkjølt regn, snø, sludd).
Regn er kondensatet av vanndamp som faller til overflaten i form av vanndråper. I diameter er slike dråper fra 0,4 til 6 millimeter.
Superkjølt regn er vanlige regndråper, men fallende når lufttemperaturen er under null grader. Når de kommer i kontakt med gjenstander, fryser disse vanndråpene øyeblikkelig og blir til is.
Underkjølt regn - dråper vann i et isskall med en diameter på en til tre millimeter. Ved støt med gjenstander blir skallet ødelagt, vann renner ut og blir til is. Slik dannes is.
Snø er frosne vanndråper. Faller ut i form av snøflak (snøkrystaller) eller snøflak.
Regn med snø - en blanding av regndråper med snøflak.
Duskregn har lav intensitet, men er preget av monotoni (yr, underkjølt duskregn, snøkorn). De begynner og slutter vanligvis gradvis. Varigheten av slik nedbør varierer fra flere timer til flere dager. Nedfallet er forårsaket av stratusskyer eller tåke i overskyet eller tunge skyer. Tilknyttede fenomener: dis, tåke.
Duskregn er svært små vanndråper mindre enn 0,5 mm i diameter. Når du faller på overflaten av vannet, danner duskregn ikke divergerende sirkler.
Superkjølt yr er normalt yr, men fallende når lufttemperaturen er under null grader. Ved kontakt med gjenstander fryser duskregn øyeblikkelig og blir til is.
Snøkorn er frosne vanndråper mindre enn to millimeter i diameter. De ser ut som hvite korn, korn eller pinner.
Nedbør begynner og slutter brått. I løpet av høsten endres nedbørsintensiteten. Varigheten er fra flere minutter til to timer (regnbyger, snøbyger, sluddbyger, snøpellets, ispellets, hagl). Medfølgende fenomener er sterk vind og ofte tordenvær. Årsaken til nedfallet er cumulonimbusskyer. Skyet kan være både betydelig og lite.
Kraftig regn er et normalt regnvær.
Snøbyger - et karakteristisk trekk er snøladninger som varer fra flere minutter til en halv time. Sikten varierer fra 10 kilometer til 100 meter.
Kraftig regn med snø er en blanding av regndråper med snøfnugg som har dusjkarakter.
Snøgryn - nedbørsnedbør av hvite skjøre korn med en diameter på opptil 5 millimeter.
En ispellet er en dusj av faste iskorn med en diameter på en til tre millimeter. Noen ganger er iskorn dekket med en vannfilm. Når lufttemperaturen er under null grader fryser kornene, og det dannes is.
Hagl er nedbør av fast nedbør når lufttemperaturen er over ti grader. Isbiter kommer i forskjellige former og størrelser. Gjennomsnittlig diameter på hagl er fra to til fem millimeter, men noen ganger mye mer. Hvert hagl består av flere lag med is. Varigheten av slik nedbør er fra ett til tjue minutter. Svært ofte er hagl ledsaget av et regnskyll med tordenvær, som er typisk for naturen til den midtre Volga.
6. Skyer og overskyet. Typer av nedbør og typer årlig nedbør.
Hovedårsaken til dannelsen av skyer er den oppadgående bevegelsen av luft, med denne bevegelsen av luft blir vanndamp adiabatisk avkjølt og kondensert. Alle skyer, i henhold til strukturens art og høyden de dannes på, er delt inn i 4 familier, 10 hovedslekter av skyer. 1. familie: skyer i det øvre nivået, den nedre grensen er 6000m. Denne familien inkluderer cirrus-, cirrocumulus-, cirrostratus-skyer; 2 familie: skyer i det midterste nivået, nedre grense 2 km; Skyer i det nedre nivået fra 2000 - nær jordens overflate (stratocumulus, stratus, nimbostratus); Skyer med vertikal utvikling , øvre grense er grensen for nivået av cirrusskyer, den nedre er 500m (cumulus, cumulonimbus). Øvre skyer er vanligvis isete. De er tynne, gjennomsiktige, lette, uten skygger, hvite, solen skinner gjennom. Skyer i mellom- og nedre lag, vanligvis vann, blandet, tettere enn cirrus, de kan forårsake fargede kroner rundt solen og månen på grunn av diffraksjonen av lys og vanndråper. Skyene i det nedre laget er sammensatt av små dråper vann og snøflak. Skyer med vertikal utvikling dannes under stigende luftstrømmer. Konveksjonsskyer har et daglig forløp. Skyer med vertikal utvikling dannes oftere på slettene. Cloudiness - graden av skydekning av himmelen eller den totale mengden skyer på himmelen. Skyet er bestemt av øyepunkter, uttrykt som hvor mange titalls deler av himmelen som er dekket med skyer. Marker 1, 2, 3, poeng, som er 0,1, 0,2, 0,3 av himmelen dekket med skyer. På jordklodens overflate er skyet ujevnt fordelt, i ekvatorialsonen er det stort gjennom hele året. Den avtar mot tropene, og når sin laveste verdi fra 20-30°C, hvor ørkener har en stor utbredelse. Videre til høye breddegrader øker den, når de høyeste verdiene på 70-80 ° C, og mot polene avtar den igjen på grunn av en reduksjon i mengden vanndamp. og i Antarktis opp til 86%.
Atmosfærisk nedbør er fuktighet som har falt til overflaten fra atmosfæren i form av regn, yr, korn, snø, hagl. Nedbøren faller fra skyer, men ikke alle skyer gir nedbør. Dannelsen av nedbør fra skyen skyldes forgrovning av dråper til en størrelse som kan overvinne stigende strømmer og luftmotstand. Grovheten av dråper oppstår på grunn av sammenslåing av dråper, fordampning av fuktighet fra overflaten av dråper (krystaller) og kondensasjon vanndamp på andre.
Nedbørsformer:
1. regn - har dråper som varierer i størrelse fra 0,5 til 7 mm (gjennomsnittlig 1,5 mm);
2. duskregn - består av små dråper opp til 0,5 mm i størrelse;
3.sneg - består av sekskantede iskrystaller dannet i prosessen med sublimering;
4.snøgryn - avrundede nukleoler med en diameter på 1 mm eller mer, observert ved temperaturer nær null. Korn komprimeres lett av fingrene;
5. isgryn - nukleolene til grynene har en isete overflate, det er vanskelig å knuse dem med fingrene, når de faller til bakken hopper de;
6.grad - store avrundede isbiter som varierer i størrelse fra en ert til 5-8 cm i diameter. Vekten av hagl overstiger i noen tilfeller 300 g, noen ganger kan den nå flere kilo. Hagl faller fra cumulonimbusskyer.
Typer nedbør:
1. Kraftig nedbør - jevn, langvarig, faller fra nimbostratus-skyer;
2. Kraftig nedbør - preget av en rask endring i intensitet og kort varighet. De faller fra cumulonimbus-skyer som regn, ofte med hagl.
3. Duskregn - i form av duskregn fra stratus- og stratocumulus-skyer.
Det daglige nedbørsforløpet faller sammen med det daglige forløpet av overskyet. Det er to typer daglige nedbørsmønstre - kontinentale og marine (kystnære). Den kontinentale typen har to maksima (om morgenen og ettermiddagen) og to minima (om natten og før middag). Marine type - ett maksimum (natt) og ett minimum (dag).
Det årlige nedbørsforløpet er forskjellig på forskjellige breddegrader og til og med innenfor samme sone. Det avhenger av mengden varme, termisk regime, luftsirkulasjon, avstand fra kysten, arten av lettelsen.
Nedbør er mest rikelig på ekvatoriale breddegrader, der deres årlige mengde (GKO) overstiger 1000-2000 mm. På de ekvatoriale øyene i Stillehavet er nedbøren 4000-5000 mm, og i lebakkene til tropiske øyer opptil 10.000 mm. Kraftig nedbør er forårsaket av kraftige oppadgående strømmer av svært fuktig luft. Nord og sør for de ekvatoriale breddegradene avtar nedbørsmengden og når et minimum på 25-35º, der gjennomsnittlig årlig verdi ikke overstiger 500 mm og synker i innlandsregioner til 100 mm eller mindre. På tempererte breddegrader øker nedbørsmengden litt (800 mm). På høye breddegrader er GKO ubetydelig.
Den maksimale årlige mengden nedbør ble registrert i Cherrapunji (India) - 26461 mm. Minste registrerte årlige nedbør er i Aswan (Egypt), Iquique - (Chile), hvor det i noen år ikke er noen nedbør i det hele tatt.
Som du vet, opprettholdes fuktighetsbalansen i naturen av syklusen av vannfordampning og nedbør. Områder som får lite regn eller snø i løpet av året regnes som tørre, og områder som opplever mye, hyppig nedbør kan til og med lide av for høy luftfuktighet.
Men for at vurderingen av fuktighet skal være tilstrekkelig objektiv, bruker geografer og meteorologer en spesiell indikator - fuktighetskoeffisienten.
Hva er fuktighetsfaktoren?
Graden av fuktighet i ethvert territorium avhenger av to indikatorer:
- antall frafall per år;
- mengden fuktighet som fordampes fra jordoverflaten.
Faktisk kan fuktigheten i soner med et kjølig klima, hvor fordampningen er sakte på grunn av lave temperaturer, være høyere enn for et territorium som ligger i en varm klimasone, med samme mengde nedbør per år.
Hvordan bestemmes fuktighetsinnholdet?
Formelen for å beregne fuktighetskoeffisienten er ganske enkel: den årlige nedbørmengden må deles på den årlige mengden fuktighetsfordampning. Hvis delingsresultatet er mindre enn én, er området ikke tilstrekkelig fuktet. 
Når fuktighetskoeffisienten er lik eller nær enhet, anses fuktighetsnivået som tilstrekkelig. For fuktige klimasoner overstiger fuktighetskoeffisienten betydelig enhet.
Ulike land bruker ulike metoder for å bestemme fuktighetsinnholdet. Hovedvanskeligheten ligger i den objektive bestemmelsen av mengden fuktighet som fordampes i løpet av året. I Russland og CIS-landene, siden Sovjetunionens tid, har en metodikk utviklet av den fremragende sovjetiske jordforskeren G.N. Vysotsky blitt tatt i bruk.
Det kjennetegnes ved høy nøyaktighet og objektivitet, siden det ikke tar hensyn til det faktiske nivået av fuktighetsfordampning, som ikke kan være mer enn mengden nedbør, men den mulige mengden av fordampning. Europeiske og amerikanske jordforskere bruker Torthwaite-metoden, som er mer kompleks per definisjon og ikke alltid objektiv.
Hva er fuktighetsinnholdet til?
Bestemmelse av fuktighetskoeffisienten er et av hovedverktøyene for værvarslere, jordforskere og forskere innen andre spesialiteter. Basert på denne indikatoren utarbeides vannforsyningskart, landgjenvinningsplaner utvikles - drenering av sumpete områder, forbedring av jord for dyrking av avlinger, etc. 
Meteorologer lager sine prognoser under hensyntagen til mange indikatorer, inkludert fuktighetskoeffisienten.
Det er viktig å vite at fuktighet ikke bare avhenger av lufttemperaturen, men også av høyden. Som regel er høye verdier av koeffisienten karakteristiske for fjellområder, siden den alltid faller der ute enn på slettene.
Det er ikke overraskende at mange små, og noen ganger ganske store elver har sitt opphav i fjellet. For områder som ligger i en høyde på 1000-1200 meter over havet eller høyere, når fuktighetskoeffisienten ofte 1,8 - 2,4. Overflødig fuktighet strømmer nedover i form av fjellelver og bekker, og bringer ytterligere fuktighet til de tørrere dalene.
Under naturlige forhold tilsvarer verdien av fuktighetskoeffisienten terrenget og tilstedeværelsen av vannressurser. Store og små elver renner i områder med tilstrekkelig fuktighet, det er innsjøer og bekker. Ved overdreven fuktighet dannes det ofte sumper som er utsatt for drenering. 
I områder med utilstrekkelig fuktighet er vannforekomster sjeldne, siden jorda frigjør all fuktigheten som faller på den til atmosfæren.
