Вода в атмосфере

На предыдущих занятиях мы с вами говорили о характеристиках атмосферы и называли среди них влажность воздуха. Причем, было отмечено, что воздух абсолютно сухим быть не может. Он всегда содержит то или иное количество влаги.

Сейчас мы подробнее остановимся на этом вопросе. Выясним как поступает в атмосферу вода? Какие явления связаны с водой в атмосфере? Как они формируются? Какова их характеристика и география? И т.д.

Этот раздел физики атмосферы является чрезвычайно важным т.к. он раскрывает теорию одного из основных погодо и климатообразующих процессов – влагооборота. Важен он и с практической точки зрения, т.к. одним из элементов влагооборота являются осадки, учет которых имеет прикладное значение во многих отраслях хозяйства: с/х, водоснабжении и т.д.

1.1. Испарение и конденсация
Это 2 противоположных процесса в атмосфере, которые приводят к переходу воды в разные фазовые состояния. Соответственно они являются основными механизмами влагооборота, а следовательно и следствиями множества явлений в атмосфере, таких как: туманы, облака, осадки, роса, иней, дымка. Для понимания физики этих вопросов следует начать с изучения условий фазовых переходов воды.

1.2. Фазовые переходы воды
Вода – единственное вещество, которое встречается в атмосфере во всех 3-х агрегатных состояниях: твердом(лед), жидком(вода), газообразном(пар). В облаках часто встречаются системы, образованные из воды, находящейся в различных агрегатных состояниях. Причем, в таких системах наблюдается непрерывный переход воды из одной в другую фазу. В какие-то моменты система может находится в состоянии подвижного равновесия, т.е. переход молекул из одной фазы в другую не осуществляется. Для характеристики фазовых переходов и фазового равновесия в метеорологии широкое применение нашло понятие о «термодинамическом потенциале»: Функция S = U – Tφ + Apv и носит название термодинамический потенциал, где U – внутренняя энергия системы; T – температура; φ – энтропия; Apv – характеризует приток(отток) энергии за счет внешних сил; А – термический эквивалент работы. В том случае если dS = 0, то система находится в состоянии равновесия. А это достигается лишь в том случае если имеет место определенное соотношение между давлением пара и температурой. Такое соотношение наблюдается, кода водяной пар в системе находится в состоянии насыщения. Поэтому для изучения фазовых переходов необходимо выяснить от каких факторов зависит величина упругости насыщенного пара.

1.3. Упругость насыщенного пара в зависимости от температуры над водой и надо льдом. Используя уравнение Клаузиуса-Клайнерона или выражение для термодинамического потенциала, можно вывести фомулы зависимости упругости насыщения от температуры:
- над водой (уточненная эмпирическая формула Магнуса) , где 6,1=Е₀
- надо льдом
Сравнивая отношение Е_л / Е_в при одной и той же отрицательной температуре, можно сделать вывод, что это отношение меньше единицы, причем чем ниже температура, тем меньше это соотношение (до - 12◦С). Следовательно, упругость насыщения пара надо льдом (при прочих равных условиях) меньше, чем над водой. Это объясняется тем, что силы сцепления молекул льда больше. Потому число оторвавшихся молекул будет меньше, а значит и меньше упругость насыщения.
Таким образом если, при отрицательных температурах (в переохлажденных облаках) относительная влажность по отношению к воде равна 100%, то по отношению ко льду она может быть больше 100%, т.е. в таких случаях наблюдается перенасыщение.

1.4. Термодинамическая диаграмма.
Графически зависимость упругости насыщения водяного пара от температуры для различных фаз воды представлена на термодинамической диаграмме фазового равновесия воды.

Три состояния одновременно могут находиться в равновесии только в т. О (при t = 0^◦С, е ≈ 6,1 гПа). Кривая ОА соответствует равновесию между паром и водой при t > 0 (линия испарения). Кривая ОВ¹ соответствует равновесию между паром и переохлажденной водой при t < 0. Кривая ОВ` соответствует равновесию между переохлажденной водой и льдом. ОС – кривая плавления льда. Т.1 – устойчивое состояние газообразной фазы. Т.2 – устойчивое состояние водной фазы. Т.3 –состояние равновесия пар-вода. Таким образом эта диаграмма позволяет определить в каком положении находится система (в равновесии или нет и какая фаза).

1.5. Испарение и испаряемость
С поверхности жидкости всегда отрывается несколько молекул, обладающих повышенной скоростью. На совершение этой работы затрачивается энергия, численно равная теплоте испарения. Оторвавшиеся молекулы вследствие диффузии частично распространяется в окружающем пространстве, частично возвращается в жидкость.
Интенсивность испарения характеризуют не числом оторвавшихся молекул, а массой испарившейся жидкости с единицы поверхности за единицу времени, т.е. кг/(с*м²) или мм/с (т.к. слой 1 мм на площади 1м² составляет массу воды 1 кг).
Испарение в естественных условиях является сложным процессом. Согласно закону Дальтона его скорость пропорциональна разности между упругостью насыщенного пара Е_п, вычисленного по температуре испаряющей поверхности и парциальным давлением пара в воздухе «е». Кроме того, скорость испарения обратно пропорциональна атмосферному давлению P: , где А – коэффициент пропорциональности, зависящий в основном от ветра.
Из формулы следует что w усиливается при увеличении E_n, что в свою очередь происходит при повышении температуры. Следует заметить, что если испаряющая поверхность теплее воздуха, то испарение может происходить и когда воздух уже насыщен паром, т.к. E_n > (e = E). Если же температура испаряющей поверхности холоднее, чем температура воздуха, то вместо испарения будет конденсация, т.к. E_n < e и w < 0.
В связи с тем что в природе испарение происходит с разных поверхностей (вода, почва, растения и т.д.), то при одинаковых метеорологических условиях результат испарения будет разный. Поэтому вводится понятие испаряемость – это максимально возможное испарение при наличии избытка влаги. Она всегда больше фактического испарения и равна ему на водоемах. Для определения испарения (испаряемости) используют приборы, но чаще всего применяют расчетные методы:
А) метод турбулентной диффузии (основан на связи вертикального распределения гигрометрических характеристик с турбулентным потоком водяного пара): , где k₁ – коэффициент турбулентности на h = 1м в м²/с; z` = 1м; ∆e – разность парциального давления пара на h = 0,5 и h = 2м. в гПа; w в мм/ч (значение k₁ находится по таблице по ∆t и ∆V на h = 0,5 и h = 2м.)
Б) метод теплового баланса (LE = R – P – B, E = w = (R - P – B) / L). Для практических расчетов используют следующую формулу: , где w в мм/ч; R – радиационный баланс; В – поток тепла в почву, в кВт/м², ∆t и ∆е – разности температуры и парциального давления на h = 0,5 и h = 2м.
В) по эмпирическим формулам, например:
w = 0,134*V*(E_n – e), где w в мм/сут; V – скорость ветра в м/с; (E_n – e) в гПа.\

1.6. Конденсация и сублимация водяного пара
Наряду с процессом перехода воды (жидкой) в пар (испарение) в природе наблюдается обратный процесс перехода пара в жидкость (конденсация) или сразу в лед (сублимация). При этом происходит выделение теплоты конденсации. Процесс конденсации происходит в том случае, когда температура испаряющейся поверхности понижается до точки росы. В этом случае давление пара в воздухе уравнивается (превышает) с давлением у испаряющей поверхности. В естественных условиях образование зародышевых капель (кристаллов) происходит на ядрах конденсации, т.е. на взвешенных частичках, которые всегда присутствуют в воздухе. В идеально чистом воздухе для процесса конденсации необходимо многократное пересыщение.

1.7. Упругость пара над поверхностью капель
Исследования показали, что процесс насыщения в.п. зависит не только от t⁰ и фазы воды (т.е. над водой или надо льдом). На него влияют и другие факторы: кривизна поверхности, наличие электрического заряда на капле, присутствие солей и кислот.
Установлено, что упругость пара над выпуклой поверхностью больше, чем над плоской и над вогнутой. Причина: на молекулу на выпуклой поверхности оказывают действие меньше молекул, поэтому создается повышенное давление.

Следовательно можно написать для выпуклых капель:
или , где E₀ упругость насыщения для ровной поверхности; С_r =1,2*10^-3мкм=12*10^-7см; R –это радиус капли. Влияние кривизны незначительно для крупных капель с R>1мкм
Для капель имеющих заряд, упругость пара уменьшается т.к. в этом случае сказывается действие электрических сил:
или , где C_q = 7,5*10^-26мкм = 7,5*10^-30см. Влияние заряда незначительно для капель с R≥10^-3мкм.
Давление насыщенного пара над раствором вещества всегда меньше, чем над чистой водой, т.к. силы сцепления в растворе больше чем в чистой воде. Поэтому:
или , где n – число грамм-молей растворенного вещества; N - число грамм-молей воды.
Учитывая все названные факторы, получим:
E = E₀ + ∆E_r - ∆E_q -∆E_p: . Для облачных капель с (R>10^-2мкм) учет электрических зарядов выполнять не целесообразно, поэтому для них .

1.8. Образование и рост зародышевых капель
Как уже было отмечено выше в идеальной атмосфере конденсация водяного пара может наблюдаться только при значительных перенасыщениях (>400%). Дело в том что при достижении небольших перенасыщений (1%), образующиеся зародыши капель (комплексы молекул)мгновенно распадаются. Основную роль при образовании и роста капель играют ядра конденсации или уже имеющиеся капли и кристаллы. Причем капля будет расти, если в атмосфере наблюдается перенасыщение, соответствующее радиусу капли. Другими словами, если относительная влажность в атмосфере будет больше «равновесной относительной влажности», то капля радиуса R будет расти, т.е. если . В противном случае она будет испарятся.

1.9. Ядра конденсации
Это гигроскопические частички(жидкие или твердые), способные поглощать водяной пар. По происхождению их можно подразделить на 4 вида: морские(NaCl);частицы почвы; искусственной природы(промышленность); продукты сгорания(SO₂). Количество ядер конденсации варьирует от 1тыс. в 1см³ над океанами и в горах до 350тыс. в больших городах. С высотой конденсация убывает. В годовом ходе max зимой min летом. В суточном max утром min днем. Размеры ядер конденсации можно подразделить на 3 группы: больше 1мкм - гигантские, 1-0,2мкм – крупные, меньше 0,2мкм – мелкие(ядра Айткена).

1.10. Переохлажденные капли. Образования ледяных кристаллов.
Наблюдениями в облаках установлено что переохлажденные капли могут наблюдаться до -30 -40С⁰. Объясняется это тем, что для образования кристаллов необходимо появление в каплях так называемых центрах кристаллизации. Исследованиями установлено что ледяные кристаллы образуются либо в результате замерзания переохлажденных капель, либо на обычных ядрах конденсации.