Лекция 8. мик

Лекция 8. Фазовые переходы в атмосфере.

Учебные вопросы:

1. Особенности испарения

2. Особенности конденсации

3. Особенности сублимации и кристаллизации

Особенности испарения

Испарение - процесс перехода вещества из жидкого состояния в газообразное.

При испарении с поверхности жидкости вырываются молекулы, имеющие достаточную кинетическую энергию, достаточную для преодоления силы притяжения со стороны других молекул. При этом воздух над водной поверхностью обогащается водяным паром.

Часть молекул водяного пара возвращается обратно в водную среду. Другие молекулы уносятся от водной поверхности воздушными потоками.

Жидкость испаряется, если число молекул возвращающихся в жидкую фазу меньше, чем число молекул покидающих ее. Нетрудно видеть, что важнейшим параметром водяного пара над водой, определяющим интенсивность испарения является дефицит его упругости - разность между насыщающей и фактической упругостью.

При неподвижном воздухе молекулы водяного пара удаляются от водной поверхности лишь благодаря молекулярной диффузии. В результате, тонкий слой воздуха, непосредственно соприкасающийся с водой, сравнительно быстро насыщается водяным паром. Дальнейшее испарение с водной поверхности оказывается практически уравновешенным конденсацией. Разность между потоками молекул покидающих и возвращающихся в воду при этом равна потоку молекул, уходящих из приповерхностного стоя воздуха за счет их собственного (броуновского) движения.

Скорость собственного движения молекул является монотонно возрастающей функцией температуры. Поэтому в неподвижном воздухе интенсивность испарения пропорциональна температуре.

Если воздух над водной поверхностью движется, то наряду с молекулярной, возникает турбулентная диффузия. Это резко активизирует отток молекул водяного пара из приповерхностного слоя воздуха.

Величина коэффициента турбулентной диффузии пропорциональна средней скорости ветра над водной поверхностью. Благодаря турбулентной диффузии происходит частичный обмен воздуха из приповерхностного слоя атмосферы и слоев, расположенных выше. Поэтому при постоянной температуре, коэффициент диффузии водяного пара в приповерхностном слое атмосферы, а также интенсивность испарения пропорциональна скорости ветра и средней величине дефицита упругости в слое воздуха, который перемешивается с приповерхностным.

Интенсивность испарения с водной поверхности определяется также разностью температур воды и воздуха. Если вода холоднее воздуха, то воздух приповерхностного слоя охлаждается и становится плотнее, чем воздух в слое расположенном над ним. В результате этого возникают силы плавучести, препятствующие турбулентному перемешиванию. Чем больше разность температур воды и воздуха, тем больше скорость ветра, при которой начинается турбулентное перемешивание приповерхностного слоя воздуха.

Если вода теплее воздуха, то приповерхностный слой воздуха прогреваясь, становится менее плотным. Это приводит к развитию конвективного перемешивания даже при отсутствии ветра.

Еще одним фактором, определяющим интенсивность испарения, является наличие примесей в жидкой воде. Согласно закону Рауля, чем выше концентрация растворенных примесей, тем при прочих равных условиях меньше интенсивность испарения (молекулам воды требуется затратить большую работу для выхода в атмосферу).

Существенно снижает интенсивность испарения наличие на водной поверхности пленок (например, нефти), препятствующих выходу молекул в воздушную среду.

Значимыми факторами испарения являются температурная и соленостная стратификация в водной среде. В процессе испарения температура поверхностного слоя воды всегда понижается, что приводит к увеличению его плотности. Понижению температуры поверхностного слоя воды препятствует его теплообмен с водными слоями, расположенными под ним. Чем в большей степени понижается температура поверхности, тем менее интенсивным становится испарение с нее.

Интенсивность этого теплообмена зависит от характера температурной и соленостной стратификации. В исходном состоянии эта стратификация всегда устойчива – плотность слоев тем больше, чем больше их глубина. Как известно, плотность воды является функцией ее температуры и солености. Чем соленость выше, тем плотность больше. Если температура воды ниже температуры максимальной плотности, то ее плотность тем выше, чем больше температура. Если температура воды выше температуры максимальной плотности, то ее плотность тем меньше, чем выше температура.

Учитывая это, устойчивая плотностная стратификация возможна при трех типах температурной и соленостной стратификации:

1. температура и соленость воды с ростом глубины уменьшаются;

2. температура воды с ростом глубины уменьшается, а соленость увеличивается;

3. температура воды с ростом глубины увеличивается, а соленость также увеличивается.

Вызванное испарением увеличение плотности воды в поверхностном слое способно вызвать нарушение устойчивости слоев водной среды и конвекцию, обеспечивающую приток к поверхности более теплой воды из глубины и удаление от поверхности воды охладившейся. Это способствует поддержанию более высокой температуры водной поверхности и более интенсивному испарению.

Наиболее интенсивно этот процесс идет в случае, если в исходном состоянии температура слоев воды и их соленость монотонно увеличивались по мере увеличения глубины. В рассматриваемом случае высокая температура водной поверхности поддерживается ее теплообменом практически со всей толщей вод. Этот теплообмен обеспечивается конвекцией, а потому весьма интенсивен.

Если температура слоев воды с ростом глубины уменьшается, а соленость увеличивается, лишь интенсивное испарение с поверхности способно вызвать конвекцию, проникающую на сравнительно небольшую глубину (до горизонта, где плотность воды равна плотности охлажденной воды с поверхности). Интенсивность испарения в данном случае оказывается тем ниже, чем тоньше слой воды, участвующий в конвективном перемешивании.

Может быть и так, что испарение не на столько сильно охлаждает поверхность воды, чтобы нарушить устойчивость ее слоев. В этом случае поверхность воды быстро охлаждается и интенсивность испарения с нее при прочих равных условиях минимальна.

Таким образом, основными факторами интенсивности испарения со свободной водной поверхности являются:

-вертикальные распределения температуры и дефицита упругости воздух в атмосфере над водой;

-средняя скорость ветра над водой;

-разность температур воды и приповерхностного слоя воздуха;

-концентрация примесей, растворенных в воде;

-наличие на поверхности воды пленок, образованных более легкими жидкостями;

• температурная и соленостная стратификация внутри водоема с поверхности которого идет испарение.

Интенсивность испарения с почвы имеет совсем иные закономерности. Она зависит от состава, структуры почвенного слоя, его пористости, а также видового состава и фазы жизненного цикла населяющего его сообщества.

Наиболее существенно на интенсивность испарения влияют растения. В период вегетации интенсивность испарения с листвы деревьев многократно больше, чем с луговых трав. Зимой интенсивность испарения растительными сообществами многократно меньше чем летом.

Характеристики испарения с почвы изменяются с течением времени. Если почву взрыхлить, суммарная площадь поверхности ее частиц, с которой происходит испарение, может многократно превосходить площадь соответствующей свободной водной поверхности. В результате испарение с рыхлой почвы (по крайней мере, первоначально) может быть более интенсивным, чем с равной по площади водной поверхности.

Спустя некоторое время, на поверхности почвы образуется корка, препятствующая, удерживающая в почве запасы влаги. Интенсивность испарения при этом многократно снижается.

Интенсивность испарения Еи определяется в миллиметрах слоя воды, испарившегося за сутки.

Для оценки интенсивности испарения может использоваться эмпирическая формула Штеллинга:

Еи= 0.632( Е-е) + 0.103(E+e)w,

Е- насыщающая упругость водяного пара в воздухе непосредственно над водой;

е- средняя упругость водяного пара в слое воздуха, перемешивающемся с воздухом в приповерхностном слое

w – скорость ветра над водой.

Особенности конденсации

В отличие от прочих компонентов воздуха, водяной пар в атмосфере находится при температуре значительно меньше критической (342^о С), а зачастую и ниже температуры плавления (0^о С). При таких условиях парциальные давления водяного пара, достаточные для его сжижения и замерзания невелики (0.1- 50 мб) и часто встречаются в атмосфере. Поэтому вода в тропосфере встречается во всех трех агрегатных состояниях.

Как уже отмечалось выше, если водяной пар насыщен, процесс его конденсации уравновешивается процессом испарения (наблюдается динамическое равновесие). Если испарение с водной поверхности доминирует, водяной пар называется ненасыщенным. Если доминирует конденсация на водную поверхность- водяной пар называется пересыщенным.

Принято считать, что конденсация в свободной воздушной среде, как и на водной поверхности, начинается также при повышении относительной влажности до 100%. В действительности же это не всегда так.

Установлено, что насыщение и даже пересыщение водяного пара в атмосфере само по себе не является достаточным условием для фазового превращения водяного пара в водяные капли.

Многочисленные опыты по адиабатическому охлаждению тщательно пpo фильтрованного влажного воздуха в камере Вильсона показали, что в таком воздухе при относительной влажности, незначительно превышающей 100% конденсация не происходит. Лишь при увеличении относительной влажности воздуха до 400% в нем образуются немногочисленные капельки воды диаметром около 50 микрон.

При дальнейшем увеличении относительной влажности новых капель не образуется, а ранее возникшие капли увеличиваются в диаметре. Образование новых капель начинается лишь при повышении относительной влажности воздуха до 600%. Продукты конденсации, образующиеся при этом - такие же немногочисленные капельки (общее число капелек увеличивается).

При дальнейшем увеличении относительной влажности число капель вновь остается неизменным, а увеличивается их диаметр.

Туман, состоящий из многочисленных капелек диаметром единицы микрон, начинает формироваться лишь при пересыщении более 800%.

При дальнейшем увеличении пересыщения водяного пара водность тумана монотонно возрастает

В обычном атмосферном воздухе, не очищенном от пылинок и аэрозолей, конденсация водяного пара возникает при существенно меньших пересыщениях - всего 101-110%.

Описанные закономерности конденсации водяного пара объясняются рассмотренными в разделе 1.8. зависимостями насыщающей упругости водяного пара над поверхностями капель от величины их диаметра. Рассмотрим физическую сущность упомянутых закономерностей подробнее.

В воздухе молекулы, как известно, пребывают в «броуновском» движении. Результатом этого движения являются микрофлуктуации плотности водяного пара, где упругость водяного пара и относительная влажность воздуха хаотично изменяются (как понижаются, так и повышаются).

Среди рассматриваемых зон всегда находятся такие, где кратковременно создается достаточно большое пересыщение, приводящее к образованию микроскопической водной капли - т н "зародыша". В подобных зонах возникает кратковременная конденсация водяного пара, приводящая к выделению в окружающую среду тепла. В результате, температура воздуха в рассматриваемой зоне повышается, а относительная влажность понижается (что процесс конденсации останавливает).

Спустя некоторое время в зонах образования зародышей спонтанно происходит понижение упругости водяного пара. Окружающий зародыши водяной пар становится ненасыщенным, а испарение с поверхностей зародышей начинает превалировать над конденсацией. При этом с поверхности зародыша усиливается испарение, а из окружающей среды поглощается тепло. В ходе этого процесса капля – зародыш уменьшается в размере и может вовсе исчезнуть. Температура воздуха в зоне испаряющеюся зародыша несколько понижается, что замедляет рассматриваемый процесс.

Таким образом, в "жизни'' каждого зародыша существуют две стадии – расширения и сокращения. Соотношение между продолжительностями этих стадий и максимальные диаметры зародышей зависит от упругости водяного пара в окружающей среде, температуры и относительной влажности воздуха.

При сравнительно малых превышениях относительной влажности воздуха уровня 100% стадия расширения каждого зародыша много меньше стадии сокращения.

Размеры, до которых успевают "дорасти" зародыши в течение стадии расширения, тем больше, чем больше упругость водяного пара и относительная влажность воздуха.

Зародыши, которые не успевают полностью испариться на стадии сокращения, называются "жизнеспособными". Площадь поверхности зародышей по отношению к объему весьма велика, кроме того, на молекулы действует сила поверхностного натяжения, В результате интенсивность испарения водяного пара такими каплями больше чем плоской водной поверхностью.

Любые (в том числе и эти) капли воды способны существовать в воздухе устойчиво, лишь в случае, если водяной пар в окружающем их воздухе является насыщенным по отношению к их поверхности (т.е. количество молекул, испаряющихся в единицу времени с поверхности капель, равно количеству молекул конденсирующихся). В противном случае капли либо укрупняются и выпадают на подстилающую поверхность, образуя атмосферные осадки, либо уменьшаются и исчезают. В обоих случаях облако (туман) рассеивается.

Чем меньше диаметр капель, тем больше свободная поверхностная энергия капли и больше упругость водяного пара в окружающей среде, которая по отношению к этим каплям является насыщающей.

При постоянной температуре и относительной влажности воздуха средние радиусы жизнеспособных зародышей достигают фиксированной величины, при которой испарение с их поверхности (пропорциональной квадрату радиуса) уравновешивает конденсацию.

Зародыши имеют диаметры- тысячные доли микрона. Насыщающая упругость водяного пара по отношению к столь малым водным каплям в 8 раза превосходит насыщающую упругость водяного пара по отношению к плоской водной поверхности. Поэтому первые жизнеспособные зародыши должны были бы возникнуть при относительной влажности воздуха 800%.

Почему же в действительности первые капли тумана в отфильтрованном воздухе возникают уже при относительной влажности 400%?

Исследования показали, что наряду с электрически нейтральными молекулами воды, в воздухе всегда присутствует некоторое количество заряженных частиц, образовавшихся в результате диссоциации. Это отрицательно заряженные гидроксилы ОН и положительно заряженные протоны Н. Они образуются под воздействием на молекулы воды ультрафиолетовой радиации Солнца, космических лучей, при грозовых разрядах и т.п..

Молекулы воды обладают, как известно, большим дипольным моментом. Положительный полюс этого диполя расположен со стороны атомов водорода, отрицательный у атома кислорода. Заряженные частицы с помощью силы кулоновского притяжения взаимодействуют с подобными диполями.

Частицы, заряженные отрицательно, притягивают к себе их положительные полюса, а частицы, заряженные положительно - притягивают полюса отрицательные. Таким образом, заряженные частицы удерживают вокруг себя множество нейтральных молекул воды, совместно образующих каплю – зародыш.

Подобные зародыши, образовавшиеся вокруг электрически заряженных частиц, оказываются жизнеспособными при существенно меньших размерах, чем зародыши, возникающие вокруг молекул электрически нейтральных.

Эксперименты показали, что в тщательно отфильтрованном воздухе образование первых жизнеспособных зародышей вокруг частиц, носящих отрицательный заряд, начинается при относительной влажности воздуха 400%. Поскольку число таких молекул фиксировано, при дальнейшем увеличении относительной влажности воздуха новых капель не возникает, а размеры образовавшихся зародышей укрупняются.

При пересыщении 600% жизнеспособными оказываются зародыши, образовавшиеся у частиц, заряженных положительно. В результате образуется туман, содержащий капли двух диаметров: большие (вокруг носителей отрицательных зарядов) и малые (вокруг носителей зарядов положительных).

Лишь при повышении относительной влажности воздуха до 800% жизнеспособными оказываются зародыши, не содержащие электрически заряженных молекул.

Если при относительных влажностях воздуха менее 800% число возникавших капель определялось наличием в исследуемом объеме заряженных частиц, то в более влажном ''воздухе это ограничение преодолевается, Жизнеспособные зародыши возникают сразу в огромном количестве.

При дальнейшем росте относительной влажности распределение по диаметрам по-прежнему содержит три максимума, однако соответствующие им значения диаметров капель возрастают.

Чем выше относительная влажность воздуха, тем конденсация на единицу водной поверхности интенсивнее. Поэтому при увеличении пересыщения водяного пара минимальный диаметр зародыша, начиная с которого он может оказаться жизнеспособным, уменьшается. Лишь при пересыщении 800% «возможное становится действительным», возникают многочисленные мельчайшие капельки.

Установлено, что при таком пересыщении жизнеспособны зародыши, состоящие всего из нескольких молекул воды- т.н. "молекулярных агрегатов".

В реальной атмосфере жизнеспособные зародыши образуются при относительных влажностях воздуха близких к 100% . Это происходит благодаря присутствию в воздухе т. н. атмосферных ядер конденсации- микроскопических твердых частиц, способных аккумулировать у своей поверхности молекулы воды. Ядрами конденсации могут быть частицы любого вещества, взвешенные в атмосфере.

Наиболее активны ядра, представляющие собой частицы, на поверхности которых реализуются условия смачиваемости. Такие частицы играют роль готовых, жизнеспособных при любых условиях зародышей.

Притягивая к себе из окружающего воздуха молекулы воды, ядра существенно интенсифицируют процесс конденсации и делают возможным образование капель при значениях относительной влажности всего 101-110%.

Активность ядер конденсации возрастает; если они состоят из гигроскопичных, либо растворимых в воде веществ. В этом случае конденсация может начаться и при относительной влажности менее 100%.

При наличии у таких ядер собственного электрического заряда, еще более возрастает, а конденсация на них может начаться при еще меньших пересыщениях.

Превышение относительной влажности воздуха над уровнем 100%, необходимое для начала конденсации в атмосфере, содержащем нерастворимые ядра конденсации в среднем в 10-20 раз больше, чем в случае, если эти ядра –гигроскопичные частицы, например, микрокристаллы NaCL. Указанные микрокристаллы являются весьма гигроскопичными и весьма активно взаимодействуют с водяным паром. Поэтому они являются ядрами конденсации.

Концентрация атмосферных ядер конденсации изменяется в зависимости от места и времени от единиц до единиц миллионов штук на кубический сантиметр. Наибольшая концентрация ядер приходится на города и промышленные центры, наименьшая - на горы и океан.

Более-менее отчетливый суточный ход концентрации атмосферных ядер конденсации отмечается в трех типах местностей: - городской, сельской и горной. В городах он имеет два максимума (около 9 и 18 часов) и два минимума (около 14 и 24 часов).

Суточный ход концентрации атмосферных ядер имеет в сельской местности также два максимума (около 8 и 20 часов) и два минимума (около 4 и 16 часов). В горной местности он имеет один минимум (утро) и один максимум (полдень).

Годовой ход концентрации атмосферных ядер в городах характеризуется максимумом зимой и минимумом летом. В сельской местности - наоборот.

Рассмотренные особенности процесса конденсации объясняют причину того, что в запыленной атмосфере крупных городов туманы возникают гораздо чаще, чем за их пределами. Они же подсказывают способ искусственного образования туманов - внесение в атмосферу дополнительных ядер конденсации, состоящих из растворимых веществ.

В свободной атмосфере распределение ядер конденсации по высоте носит экспоненциальный характер. При наличии слоев изотермии или инверсии это распределение нарушается.

Если в воздухе содержатся преимущественно гигроскопические ядра конденсации, между значениями их концентрации и относительной влажностью воздуха, как правило, имеется обратная зависимость.

Среди атмосферных ядер конденсации имеются электрически нейтральные и заряженные. Отношение числа нейтральных ядер к числу заряженных возрастает по мере увеличения их суммарного чиста.

Все существующие гипотезы о происхождении атмосферных ядqз конденсации делятся на три группы:

-космические:

-континентальные;

-морские.

Космические гипотезы связывают образование ядер конденсации:

- с поступлением в атмосферу космической пыли и остатков метеоритов, разрушившихся при входе в нее;

- с воздействием ультрафиолетовой радиации Солнца на озон. Озон, взаимодействуя с азотом, образует окислы азота. Взаимодействуя с молекулами воды в каплях, эти окислы превращаются в азотную и азотистую кислоты. При испарении воды с поверхности капель эти кислоты образуют микрокристаллы. При дальнейшем увеличении относительной влажности число капель в тумане не изменяется, а величины их диаметров возрастают.

Континентальные гипотезы объясняют возникновение ядер конденсации ветровым подъемом пыли с земной поверхности.

Среди этой пыли:

- микрочастицы почвы (среди которых доля растворимых в воде ничтожна);

• микрочастицы углерода (продукты горения и гниения);

• микрочастицы промышленных выбросов поставляющих в атмосферу углерод, диоксиды серы и азота и др. вещества, способные активно взаимодействовать с водяным паром;

• микрочастицы вулканического пепла и других продуктов вулканической деятельности.

Морские гипотезы предлагают рассматривать ядра конденсации как результат следующих процессов:

-испарение соли (преимущественно хлоридов) непосредственно с поверхности Мирового океана;

-химические превращения морской соли в атмосфере (атмосферный озон окисляет хлориды с образованием свободного хлора, последний, взаимодействуя с водяным паром под воздействием ультрафиолетовой радиации Солнца, превращается в соляную кислоту);

-разбрызгивание воды с морской поверхности, с образованием, после высыхания брызг, микрокристаллов соли - эффективных ядер конденсации.

Несмотря на обилие наблюдений единого источника атмосферных ядер конденсации не выявлено. Ни один из перечисленных источников не исключает остальных. По всей видимости, в определенной мере все эти гипотезы справедливы, а единого универсального механизма может и не существовать.

Особенности сублимации и кристаллизации

Многочисленные наблюдения показали, что водяные капельки могут существовать в атмосфере не только при положительных, но и при отрицательных температурах (т.е. находиться в переохлажденном состоянии). Это явление наблюдается при температурах воздуха достигающих –21^оС, а иногда и –40^оС. При температурах ниже –15^оС в воздухе наблюдаются кристаллики льда, образующиеся в процессе сублимации.

А. Вегенер в 1911 году выдвинул гипотезу, согласно которой наряду с ядрами конденсации в атмосфере существуют особые ядра- ядра сублимации, обеспечивающие переход воды из состояния пара непосредственно в состояние кристаллов. В отсутствие ядер сублимации в воздухе возможно образование только переохлажденных капелек воды. По мнению Вегенера ядрами сублимации могут быть мельчайшие растворимые в воде частицы, изоморфные льду. Справедливость этой гипотезы подтвердили наблюдения В. Финдейзена. Изучая в лабораторных условиях процесс формирования кучевых облаков, он также установил, что существует два вида ядер сублимации. Первые вступают в действие при температурах от -6 до –20^оС, но сравнительно малочисленны. Вторые многочисленны, но начинают "работать" лишь при температуре ниже -37^оC.

Дальнейшие исследования показали, что при температуре около –40^оС расстояния между объединяющимися молекулами воды достигает 5,52 А (ангстрема), что соответствует расстояниям между молекулами в кристалле льда. Поэтому при такой (и более низкой) температуре молекулы воды объединяются в кристаллики льда на поверхности любых ядер конденсации, независимо от их происхождения и свойств.

При более высокой температуре молекулы воды располагаются на поверхности такого ядра сублимации на расстояниях, превышающих расстояния между ними в кристалле льда, что приводит к образованию переохлажденных водяных капель.

Если в воздухе присутствуют микрокристаллики - ядра изоморфного со льдом строения, то, попадая на их поверхность, молекулы воды мигрируют по ней до тех пор, пока не достигнут ребер кристалла. Здесь происходит прочное закрепление молекул на расстояниях, соответствующих их расположению в кристалле льда. Следовательно, на подобных ядрах сублимация происходит при любой отрицательной температуре.

Таким образом, ядра сублимации действительно в природе могут существовать и даже могут быть созданы искусственно (например, частицы йодистого серебра, йодистого кадмия и др.). Тем не менее в естественных условиях ядра сублимации первого родя природного происхождения обнаруживать не удавалось (наблюдаются лишь ядра сублимации второго рода).

Как известно, кристаллы льда в атмосфере образуются и при сравнительно небольших отрицательных температурах, где ядра второго рода работать еще не должны. Это объясняется тем, что помимо сублимации они возникают также в результате замерзания переохлажденных капелек воды, происходящего как спонтанно, так и на ядрах кристаллизации.

Вероятность кристаллизации капель переохлажденной воды возрастает по мере понижения температуры воздуха, достигает максимума и затем начинает уменьшаться (вследствие увеличения вязкости, препятствующей этому процессу). В тоже время эта вероятность пропорциональна суммарному объему жидкости в каплях и времени охлаждения, Поэтому переохлажденные капли способны превратиться в ледяные кристаллы не сразу. В первую очередь замерзают самые крупные капли. 3aмерзшие капельки - льдинки сами становятся центрами последующей сублимации.