Уравнение состояния влажного водяного пара

Содержание

Уравнение состояния влажного воздуха
Уравнение состояния влажного воздуха
Уравнения состояния сухого и влажного воздуха.

Уравнение состояния влажного воздуха

Влажный воздух представляет собой механическую смесь сухого воздуха и водяного пара. Поскольку критическая температура водяного пара (Т_кр =374 °С) выше наблюдаемых в атмосфере температур, то он в реальных условиях атмосферы может переходить в жидкое и твердое состояния (конденсироваться).

Теория фазовых переходов водяного пара детально рассматривается в разделе IV. Здесь отметим только, что условие Т

Примем следующие обозначения: р — общее давление; Т — температура, одинаковая для водяного пара, сухого и влажного воздуха; е — парциальное давление водяного пара; (р — е) — парциальное давление сухого воздуха. Уравнением состояния водяного пара служит уравнение (1.4.1). Уравнение состояния сухой части воздуха имеет вид

Подставим в уравнения (1.4.1) и (1.4.3) значения удельных объемов в соответствии с (1.4.2) и удельной газовой постоянной водяного пара в соответствии с (1.4.4):

Сложив уравнения (1.4.5) и (1.4.6), получим уравнение состояния влажного воздуха:

которому можно придать два различных вида в зависимости от того, отнесен ли множитель (1 + 0,608s) к удельной газовой постоянной Rc или к температуре Т.

Если ввести удельную газовую постоянную влажного воздуха

то уравнение (1.4.7) примет вид

Удельная газовая постоянная R в этом уравнении — величина переменная, зависящая от влажности воздуха s.

В метеорологии множитель (1 + 0,608s) обычно относят к температуре, вводя понятие виртуальной температуры

Нередко виртуальную температуру представляют в виде суммы:

где ∆T_v — виртуальный добавок. Из сравнения последнего выражения с (1.4.9) следует:

Если водяной пар находится в состоянии насыщения, то ∆T_v при данных Т и р достигает наибольшего значения

которое при фиксированном р является функцией одной лишь температуры. При р = 1000 гПа максимальный виртуальный добавок ∆T_v_т имеет следующие значения:

Из этих данных вытекает, что виртуальный добавок, а соответственно и роль влажности в изменении плотности воздуха малы при низких температурах и достаточно велики при высоких.

С введением виртуальной температуры уравнение состояния влажного воздуха принимает вид

Если в (1.4.11) ввести плотность влажного воздуха p = l/v, то уравнение состояния влажного воздуха примет вид

Из сравнения уравнения (1.4.12) с уравнением (1.3.8) следует, что при одинаковых температуре и давлении плотность влажного воздуха всегда меньше плотности сухого воздуха. Физически это объясняется тем, что в состав влажного воздуха входит более легкий по сравнению с сухим воздухом водяной пар, который вытесняет часть сухого воздуха.

Источник статьи: http://mydocx.ru/9-112342.html

Уравнение состояния влажного воздуха

Уравнение состояние водяного пара и влажного воздуха.

Давление водяного пара входящего в состав влажного воздуха обозначается через e,гПа(парциальное давление водяного пара) (упругость водяного пара старвй термин). Температура водяного пара тоже что и воздуха, поэтому уравнение состояние водяного пара будет:

e = ?вп * T (5) Откуда : ? = (6)

a (г/м3) = 217 a — (абсолютная ВП) Реальный воздух всегда влажный при температуре (-10 С; -20 С) влажностью можно пренебречь. Атмосферное давление по барометру поэтому:

Для влажного воздуха можно записать в виде:

P = ?вв*Rсв *T (1+0.608*S) (7)

P = ?вв* T (1+0.378) (8)

S (кг/кг) — массовая доля водяного пара в системе СИ. Из формул (7) и (8) следует:

В формулах (7 — 10) если (е = 0; S = 0), то они преобразуются в формулу для сухого воздуха. Если по формулам (9) и (10) рассчитать ?вв , то ?вв на 10 грамм на м3 будет меньше ?св. Сухой воздух чуть-чуть тяжелее влажного поэтому ?вв учитывают только при точных расчётах. Например:

Р = 930гПа; е = 10гПа; Т = 15 С; ?св = 1,125кг/м3; ?вв = 1,120 кг/м3.

2.1.3 Виртуальная температура и запись уравнения влажного воздуха в компактной универсальной форме

Множители входящего уравнения состояния — (1+0.608*S) и (1+0.378) возникли вследствие того, что воздух влажный и для него следовало бы записать:

Rвв = Rсв (1+0.608*S) = Rсв (1+0.378)

Однако исторически что эти множители были отнесены к температуре и возник термин «виртуальная температура».

TV = T (1+0.608*S) = T (1+0.378) (11)

или Tv = T + 0.608S * T = T + ?Tv = 0.608ST (12)

Tv = T + 0.378 *T= T +?Tv = 0.378 *T (13)

Использовали Tv позволяет для влажного воздуха компактно записать:

Атмосферный воздух, представляющий собой смесь сухого воздуха и водяного пара, называется влажным воздухом. Хотя сухой воздух, в свою очередь, является смесью газов, мы будем рассматривать его как единое целое, так как состав его в рассматриваемых процессах не изменяется.

Для практики представляет интерес воздух при атмосферном давлении в интервале температур от –50 до +100 ОС. В этих условиях сухой воздух, или первых компонент влажного воздуха, может находиться в смеси только в газообразном состоянии и подчиняется законам идеальных газов. Второй компонент может быть как в газообразном, так и в жидком или твердом состоянии.

Как известно, давление насыщения зависит от температуры. Если давление водяного пара, находящегося в воздухе , меньше давления насыщения при данной температуре , то водяной пар является перегретым. Влажный воздух, содержащий перегретый пар, называется ненасыщенным ().

Если давление водяного пара в воздухе равно давлению насыщения при данной температуре, то водяной пар находится в воздухе в состоянии насыщения. Влажный воздух, содержащий сухой насыщенный пар, называется насыщенным ().

При охлаждении воздуха ниже температуры насыщения, соответствующей парциальному давлению содержащегося в нем водяного пара, последний частично конденсируется, переходя в жидкую (капельки воды) или твердую (кристаллики льда) фазу. В этих случаях влажный воздух можно рассматривать как смесь насыщенного воздуха и воды (или льда) либо как смесь сухого воздуха и влажного водяного пара. При дальнейшем изложении мы будем исходить из первого представления и относить понятие “пар” к газообразному состоянию водяного пара в воздухе, т.е. к перегретому и сухому насыщенному пару.

Смесь насыщенного воздуха и капелек воды называется водяным туманом, насыщенного воздуха и кристалликов льда (снег) – ледяным туманом. При температуре 0 ОС в воздухе могут одновременно существовать и жидкая и твердая фазы (мокрый снег) – смешанный туман.

Количество одного из компонентов смеси – сухого воздуха в рассматриваемых далее процессах остается постоянным, количество других – обычно меняется. Поэтому удобно в качестве единицы, к которой относятся все остальные величины, выбрать 1 кг массы сухого воздуха.

Читайте также: Баня океан в волжскому

Объемная (абсолютная) влажность

Удельный объем и плотность влажного воздуха

Уравнение состояния влажного воздуха

Энтальпия влажного воздуха

Влагосодержанием называется массовое количество влаги, приходящееся на 1 кг сухого воздуха.

Источник статьи: http://mydocx.ru/5-38184.html

Уравнения состояния сухого и влажного воздуха.

Атмосфера представляет собой механическую смесь газов: азота (78,10%), кислорода (29,93%) и аргона (0,93%). Водород, гелий, неон, криптон, имеющие ничтожную концентрацию, содержатся в постоянных количествах; углекислый газ, озон и метан — в переменных.

Сухой и влажный воздух различаются содержанием водяного пара; его количество у поверхности земли меняется в среднем от 0,2 до 2,6% (по объему), быстро убывает с высотой, ниже 1,5-2,0 км содержится половина всего водяного пара.

Для каждого газа (табл.1) существует критическая температура Т_k, выше которой (Т>T_k) возможно только газообразное состояние вещества (ни при каком давлении газ не может быть сконденсирован).

Критическая температура. Табл.2

Гелий	Водород	Азот	Кислород	Углекислый Газ	Водяной пар
He	H₂	N₂	O₂	CO₂	H₂O
-268 0	-240 0	-147 0	-119 0	31 0	374 0

Из таблицы видно, что кроме углекислого газа и водяного пара критические температуры ниже наблюдаемых в атмосфере на всех широтах.

По своим физическим свойствам газ тем ближе к идеальному, чем выше его температура по сравнению с критической, а также чем меньше его давление по сравнению с давлением насыщения.

Уравнение состояния для газов, входящих в атмосферу записывается в виде:

где p_i — парциальное давление (если бы газ занимал объем смеси и газов при той же температуре),Т — температура в абсолютной шкале (Т=273,15+t 0 C), t 0 C — температура по шкале Цельсия, V_i — удельный объем, R_i — удельная газовая постоянная, связанная с универсальной постоянной R соотношением: R_i=R/m_i,

— молекулярный вес i-го газа.

Согласно закону Дальтона, поведение каждого газа в механической смеси не зависит от присутствия других газов и общее давление смеси равно сумме парциальных давлений:

(2)

Пусть m_i масса i газа, v — удельный объем сухого воздуха (объем 1г воздуха), тогда

С учетом (2)-(3) уравнение состояния сухого воздуха имеет вид:

Уравнение (4) имеет вид уравнения состояния идеального газа, если под удельной газовой постоянной понимать среднее взвешенное (5) из парциальных газовых постоянных (R_c=287 м 2 /с 2 ·град).

Влажный воздух представляет собой механическую смесь сухого воздуха и водяного пара. В реальных условиях водяной пар может переходить в жидкое и твердое состояние (конденсироваться и сублимироваться). Условие T 2 /с 2 ·град — удельная газовая постоянная водяного пара.

Отметим, что (Rn/Rc)=1,6

Следовательно, уравнение состояния влажного воздуха будет:

где R=R_c(1+0,608s) (8) удельная газовая постоянная влажного воздуха, зависящая от влажности воздуха s (в граммах).

Уравнение состояния морской воды.

Для морской воды параметрами состояния являются: масса, объем, давление, температура и соленость. Вместо массы и объема удобнее пользоваться удельными параметрами: удельным весом и плотностью, а также величиной обратной плотности — удельным объемом.

Температура в океанологии измеряется в градусах Цельсия с точностью не менее 0,01 0 С. Различают температуру in situ, обозначаемую через Т, и потенциальную температуру q. Температура, наблюдаемая в соответствующей точке моря термометром, есть Т, а температура частицы, адиабатически приведенной к атмосферному давлению, есть q.

Соленость — отношение массы растворенного твердого вещества в морской воде к ее массе (в ‰). Шкала солености различается по способу ее измерения по содержанию хлора

S ‰ = 0,030+1,8050 Cl ‰

или по электропроводности

где Cl (хлорность) — «число граммов атомного серебра, необходимого для осаждения галогенов в 0,3255 кг морской воды».

R₁₅ — относительная электропроводимость при Т=15 0 С, атмосферном давлении и S=35‰.

Давление в океанологии измеряется в барах (децибарах), <в системе СИ —

в Паскалях (Па); 1 Па = 1 кг/(м·с 2 );1 бар = 10 5 Па ; 1 дбар = 10 4 Па>.

Изменение давления на 1 бар соответствует изменению глубины примерно на 1 м.

Для стандартного океана (S=35‰, T=0 0 C) на широте j

где z — в метрах, p — в децибарах.

Плотность воды представляет массу, заключенную в единице объема (в системе СИ — кг/м 3 ). Удельный объем v=r -1 величина обратная плотности.

Зависимость, связывающая между собой параметры собой параметры состояния: плотность (или удельный объем), температуру, соленость и давление, называется уравнением состояния морской воды и имеет вид (9-11):

Полный дифференциал (11) будет

На основе (12) вводится коэффициент a термического (объемного) расширения при постоянном давлении (и постоянной солености), коэффициент b солености «сжатия», коэффициент k изотермический (и изохалинный) сжимаемости, термический коэффициент g давления (упругости), коэффициент d изопикничности (термохалинности)

Теперь (12) может быть записано в виде (18). Выражения (12) и (18) являются уравнениями состояния морской воды в дифференциальной форме.

Выражение (18) существенно сложнее, чем уравнение Клайперона:

pV=RT поскольку строение морской воды сложнее идеального газа и морская вода обладает аномальными свойствами по сравнению с другими жидкостями (высокая теплоёмкость, несовпадение температуры наибольшей плотности и температуры замерзания и т.д.). Предложено довольно большое количество эмпирических формул, конкретизирующих вид выражений (9-11), их обзор проведен в работе[7] и для удобства расчётов составлены таблицы. С термодинамической точки зрения уравнение состояния должно быть справедливо для произвольного процесса, когда одновременно меняются все параметры состояния. Этому условию, как показал Эккарт, удовлетворяет уравнение Турмлица:

( p+ p₀)( V- V₀)= (19)

где p₀, V₀, — функции от Т (для пресной воды) или от Т и S (для морской воды).

По экспериментальным данным:

p₀=5880,9+37,59T-0,344T 2 +2,25S (20)

=10 2 (17,53+0,11T-0,0006T 2 -0,034S-0,0001TS)

Из-за громоздкости аппроксимации (20) для модельных расчетов используют упрощенные формулы:

(21)

(22)

где =-2·10 -4 , =8·10 -4 коэффициенты

— постоянные.

Изменение плотности (или удельного объема) морской воды в зависимости от T,S, p обусловливает формирование стратификации и устойчивости вод, стерические колебания уровня и пр.

Температура наибольшей плотности T_m чистой воды при атмосферном давлении равна 3,983 0 С, для морской воды Т_m уменьшается с увеличением как давления, так и солености.

Температура замерзания морской воды зависит от S и p :

Читайте также: Мойка в бане с санузлом

(S,p)=-0,0575S+1,71·10 -3 S 3/2 -2,15·10 -4 S 2 -7,53·10 -4 p

Для поверхности моря =Т_m= -1,338 0 С при S=24,6‰, предельная глубина существования максимальной плотности в условиях термодинамического равновесия имеет место при p=2700 дбар T_m= =-2 0 C

Сжимаемость воды относительно невелика; удельный объем океанской воды под давлением 1000 бар всего на 4‰ меньше удельного объема воды при атмосферном давлении.

Одно из основных различий между атмосферой и океаном в их плотности: плотность воды от поверхности моря до самых больших глубин изменяется (в зависимости от давления, температуры и солености) очень незначительно (примерно на 5% от среднего значения), плотность воздуха с высотой почти неограниченно уменьшается. Поэтому условия вертикальной стратификации, или устойчивости, слоёв, а также условия конвекции и других вертикальных движений в атмосфере и океане существенно различны.

Вещество может находиться в твёрдом, жидком и газообразном состоянии. В атмосфере вода находиться в виде водяного пара, взвешенных капель и кристаллов льда. Поэтому конвекция оказывает большое влияние на фазовые переходы в атмосфере, в океане фазовые переходы при образовании льда значительно меньше влияют на вертикальную конвекцию.

В зависимости от физических условий жидкости и газы имеют общее свойство непрерывно деформироваться под влиянием сдвиговых деформаций. При сжатии расстояние между молекулами, объем жидкости или газа уменьшается, а плотность увеличивается. О сжимаемости судят и по тому, насколько изменяется объем при одинаковом изменении давления. Газы имеют низкую плотность, легко сжимаемы; жидкости, обладающие более высокой плотностью, несжимаемы.

Природа верхних границ атмосферы и океана различна — в океане граница отчетливо выделяется, граница атмосферы носит диффузионный характер и её точно определить невозможно.

Изменения давления на единицу изменения высоты (или глубины) определяется гидростатическим уравнением:

(23)

где g — ускорение силы тяжести, — плотность,

ось Z направлена вверх (поэтому и знак минус).

Для океана плотность 99% объема вода лежит в пределах 2% от среднего значения, т.к. почти постоянна. Поэтому зависимость p от Z почти линейна.

При g=9,8 м/с и =1,03·10 3 кг/м 3 , столб воды высотой 10 м оказывает давление 1000 мб (или примерно одну атмосферу).

Воздух легко сжимается, его плотность значительно меняется с высотой. Вместо (23) уместно записать дифференциальное уравнение:

(24)

т.к. с изменением высоты градиент давления уменьшается пропорционально плотности. Обозначим молекулярный вес газа через М, тогда, используя уравнение состояния «идеального» газа (без учета силы межмолекулярного воздействия):

Подставляя в (24) имеем:

(25)

(26)

где p₀ — давление на уровне z=0

Из (5) видно, экспоненциальное увеличение давления с уменьшением высоты в зависимости от изменения температуры с высотой. Т.к. плотность прямо пропорционально давлению, то её зависимость от Z аналогична .

Адиабатические изменения.

Способность жидкости сжиматься приводит к адиабатическим изменениям, которые происходят без обмена теплом с окружающей средой.

Когда воздух поднимается, он расширяется, теряет внутреннюю энергию и его температура понижается. Это понижение происходит с постоянной скоростью, равной 9,8 0 С/км. Т.к. этот градиент характерен для воздуха, не насыщенного водяным паром, то он называется сухоадиабатическим градиентом температуры.

В морской воде адиабатический градиент температуры возрастает с увеличением температуры и давления, но остается ниже 0,2 0 С/км.

Температура воды или воздуха при их адиабатическом перемещении с исходного уровня на уровень моря называется потенциальной температурой .

Потенциальная температура воздуха может быть на несколько десятков градусов выше, чем температура in situ, а потенциальная температура поверхностных вод в океане всегда ниже, чем температура in situ, но не больше, чем на 1.5 °С.

Вертикальная структура А и О.

Атмосферу (от греческих слов пар, шар), как газовую оболочку З, по характеру изменения температуры воздуха Т_в с высотой и величине вертикального градиента Т_в делят (см.табл.3) на 5 слоев (сфер).

В тропосфере наблюдается уменьшение Т_в в среднем на 6°С на 1 км, в ней сосредоточено около 80 % массы А, в тропопаузе Т_в»190 -220°К. В нижней части стратосферы уменьшение Т_в прекращается и до высоты 25 км остается (в нижней стратосфере) приближенно постоянной. Выше Т_в начинает возрастать (область инверсии – верхняя стратосфера), на уровне 50 км величина Т_в достигает максимума 270 °К . В мезосфере вновь происходит понижение Т_в с высотой – минимум 180°К в мезопаузе; в термосфере вновь рост Т_{в .}

Слой (сфера)	Средняя высота верхней и нижней границ,км.	Переходной слой
Тропосфера	0-11	Тропопауза
Стратосфера	11-50	Стратопауза
Мезосфера	50-90	Мезопауза
Термосфера	90-800	Термопауза
Экзосфера	Выше 800

В океане принято выделять 4 типа вод, отличающихся физико-химическими свойствами: поверхностные, промежуточные, глубинные и придонные. Эти структурные зоны разделяют пограничные слои.

Поверхностная зона формируется в процессе непосредственного обмена энергией и веществом между А и О, ее толщина 200-300 м.

Промежуточная зона образуется главным образом из поверхностных вод, опускающихся под влиянием нисходящих движений; ее толщина изменяется от 600-800 до 1000-1200 м.

Глубинная зона по своим свойствам и динамике определяется переносом и перераспределением масс под влиянием планетарного обмена энергии и вещества; ее толщина достигает 2000 м.

Придонная зона формируется в основном за счет особенностей водообмена, взаимодействия между водой и океаническим дном, а также адиабатических процессов.

Океан и атмосфера получают энергию от Солнца в виде электромагнитного излучения.

Закон Планка выражает зависимость энергии излучения от температуры Т и длины волны для абсолютно черного (т.е. идеального) излучателя:

где — энергия, излучаемая в единицу времени с единичной поверхности в единичном интервале длин волн с центром в ,

— константы.

Длина волны максимального излучения определяется законом Вина:

По наблюдениям солнечной спектр вне пределов атмосферы соответствует излучению черного тела при Т=6000К и .

Проходя через атмосферу, солнечное излучение ослабляется (рис.)

Радиация с мКм полностью поглощается кислородом и озоном в верхних слоях атмосферы, а излучение с мКм избирательно поглощается кислородом в верхнем слое атмосферы и водяным паром в приземном слое. Для остальных длин атмосфера прозрачна. Кроме поглощения солнечное излучение поглощается при рассеивании на молекулах воздуха, частичках пыли и водяных каплях.

В зависимости от длины волн спектр энергии делят на три части:

а) мк инфракрасное излучение (ИК)(48% энергии)

б) видимая часть(43% энергии),

в) мк ультрафиолетовое излучение (УФ) и рентгеновские лучи

99% энергии в диапазоне длин волн от 0,15 до 4 мк максимум на мк (зелено-голубой цвет).

Проходя атмосферу, часть излучения поглощается, рассеивается или отражается облаками. В видимой части спектра голубой свет рассеивается молекулами воздуха, придавая небу характерный цвет. Перед восходом и заходом Солнца небо приобретает красный и желтый цвет, поскольку преобладают длинноволновые составляющие. При ясном небе Земли достигает 80% радиации: 7% рассеивается в космическое пространство, 3% поглощается озоном (в верхней атмосфере), 10% — парами воды (в нижней атмосфере). При облачном небе Земли достигает 25% (45% отражается в космосе от облаков), 10% поглощается в облаках, остальные 20% как выше указано.

На верхнюю границу атмосферы приходит поток излучения равный 139,6 мВт·см -2 (солнечная постоянная), этот поток пересекается диском Земли площадью , а распределяется энергия по поверхности Земли площадью . Учитывая коэффициент отражения (альбедо А) соотношение между приходом и уходом радиационной энергии записывают в виде:

где F — интенсивность приходящей радиации,

R — радиус Земли,

— постоянная Стефана — -Больцмана (5,6·10 -5 Вт/см 2 ).

Тогда средний поток, нормальный к поверхности Земли, равен 34,9 мВт·см -2 , при А . На нагревание остается 22,5 мВт·см -2 . Часть лучистой энергии превращается в тепловую в верхних слоях атмосферы 1мВт·см -2 и в тропосфере — 4 мВт·см -2 . Для нагревания Земной поверхности остается 16,5 мВт·см -2 прямой и рассеянной радиации.

Средняя температура Земли 288 0 К, поэтому по закону она должна получать 39 мВт·см -2 , т.е. больше, чем получает. Этого не происходит, т.к. значительная часть уходящего излучения поглощается в атмосфере в основном водяным паром и углекислым газом. Температура с высотой понижается, и на каждом уровне излучение немного меньше, чем поглощение.

Уравнение радиационного баланса.

Поверхность Земли в целом имеет большой положительный радиационный баланс, т.е. излучает меньше энергии, чем поглощает. Отрицательный баланс имеет место только на полюсах зимой. Тропосфера повсюду получает больше энергии, чем поглощает. Для восстановления теплового равновесия явное тепло и водяной пар переносится с поверхности в тропосферу путем турбулентного и конвективного обмена, причем, водяной пар, конденсируясь, выделяет скрытое тепло.

Радиационный баланс на верхней границе атмосферы определим как:

(27)

где I₀ — падающая радиация, А — альбедо (отношение отраженной радиации к поступающей), , R_i-уходящее длинноволновое излучение на верхней границе. Величина альбедо изменчива в пространстве и зависит от многих причин: географической широты, высоты Солнца, облачности, характера подстилающей поверхности (свойств ландшафта), времени года.

Важную роль в формировании альбедо атмосферы играет облачность, регулирующая молекулярное и аэрозольное рассеяние и поглощение облаками лучистой энергии в зависимости от состояния неба от 22% (отражение в безоблачной атмосфере) до 66% при плотной облачности ([ ___ ]). Каждый вид облачности имеет свое альбедо, зависящее от плотности, вида облаков и т.п. Так, для слоистых (St) и слоисто-кучевых (Sc) облаков величина альбедо на их верхней границе оценивается в 0,75 — 0,8; для высоко-кучевых (Ac) и перистых (Ci) эти цифры составляют 0,56-0,67 [ _____ ].

Для океана , суши (0,4-0,8), льда (0,15-0,25).

На R_i влияет много факторов, наиболее значимые из которых: температура воды и воздуха, облачность (количество, высота, форма)..

Если бы Земля не имела жидкой оболочки (океан и атмосфера), то равенство приходящей и поглощаемой радиации наступило бы при температуре 270К на экваторе, на южном полюсе — 150К и Северном — -170К. Фактически поверхность Земли значительно теплее за счет жидкой оболочки, обеспечивающей:

— поглощение радиации атмосферой,

— перенос тепла из одной области в другую.

В нижнем (70% по массе) слое атмосферы основным физическим фактором, отвечающим за равновесие, является поглощение радиации водяным паром, присутствующим в атмосфере. На более высоких уровнях поглощение происходит углекислым газом и озоном. Эти газы играют в атмосфере роль парника над слоем почвы: часть энергии пропускают (короткие — вниз, длинные — вверх), часть отражают вверх и вниз.

Примем приходящий поток за 100, отраженный и рассеянный поток коротковолновой радиации равен 100 30. Остается 70 единиц направленного вниз потока коротковолновой радиации, из которых 19 поглощается в атмосфере и 51-поверхностью. Имеется также большое количество (до 98 единиц) длинноволновой радиации, поглощаемой поверхностью (Это обратная радиация от атмосферы). Разность между направлениями вверх и вниз потоками длинноволновой радиации составляет 21 единицу, оставшийся направленный вверх поток в 30 единиц передается через конвекцию. Поднимающийся к верхней границе атмосферы поток равен 70 единицам (который требуется для баланса пришедшей коротковолновой радиации). Средняя температура поверхности соответствует 98+51=149 ед. радиационного потока энергии, а не 70 ед., излучаемых на верхней границе атмосферы.