Поэтому средние кинетические энергии молекул пара и жидкости при тепловом равновесии равны.
Насыщенный пар — это пар, находящийся в динамическом равновесии, соответствующем данной температуре, со своей жидкостью. Опыт показывает, что он не подчиняется закону Бойля—Мариотта, поскольку его давление не зависит от объема. Давление насыщенного пара — наибольшее давление, которое может иметь пар при данной температуре. Процессы испарения и конденсации воды обусловливают сложные взаимодействия атмосферы и гидросферы, важные для формирования погоды и климата. Между атмосферой и гидросферой происходит непрерывный обмен веществом (круговорот воды) и энергией.
Кипение — процесс перехода жидкости в пар в результате всплывания пузырьков, наполненных паром. Кипение происходит во всем объеме. Разрыв пузырьков у поверхности кипящей жидкости свидетельствует о том, что давление пара в них превышает давление над поверхностью жидкости. При температуре 100 °С давление насыщенных паров равно давлению воздуха над поверхностью жидкости (так была выбрана эта точка на шкале). На высоте 5 км давление воздуха вдвое меньше и вода закипает там при 82 °С, а на границе тропосферы (17 км) — приблизительно при 65 °С. Поэтому точка кипения жидкости соответствует той температуре, при которой давление ее насыщенных паров равно внешнему. Слабое поле тяготения Луны (ускорение свободного падения у ее поверхности равно всего 1,7 м/с2) не способно удержать атмосферу, а при отсутствии атмосферного давления жидкость мгновенно выкипает, поэтому лунные «моря» безводны и образованы застывшей лавой. По той же причине безводны и марсианские «каналы».
Кристаллиза́ция— процесс фазового перехода вещества из жидкого состояния в твёрдое кристаллическое с образованием кристаллов. Фазой называется однородная часть термодинамической системы отделённая от других частей системы(других фаз) поверхностью раздела, при переходе через которую химический состав, структура и свойства вещества изменяются скачками.
Кристаллизация — это процесс выделения твёрдой фазы в виде кристаллов из растворов или расплавов, в химической промышленности процесс кристаллизации используется для получения веществ в чистом виде.
10.13 Какая радиация относиться к долго волновой и коротковолновой?
Длинноволновая радиация
– радиация с длиной волн от 4 до 100-120 мк, менее 1 % всей солнечной радиации. КОРОТКОВОЛНОВАЯ РАДИАЦИЯ – условное название прямой и рассеянной солнечной радиации, заключающейся в интервале длин волн от 400—200 нм до 4 мкм (включает ультрафиолетовое, видимое и ближнее инфракрасное излучение). Благодаря
К.р. наблюдается приход тепла к Земле.
10.14 Как численно выглядит тепловой баланс атмосферы?
-соотношение прихода и расхода энергии в атмосфере Земли. Т. б. а. является составляющей теплового баланса Земли. Спецификой Т. б. а. является многослойность, к- рая обеспечивает сложное распределение (стратификацию) темп-ры в атмосфере З е м л и
(см. такжеАтмосфера верхняя),
Приходящее на верх. границу атмосферы (H~1000 км над поверхностью Земли) излучение Солнца прежде всего проходит самый верх. слой атмосферы - термосферу. В термосфере на высотах более 100 км происходит практически полное поглощение атомным и молекулярным кислородом, а также молекулярным азотом солнечного
107
излучения с длиной волны менее 0,1 мкм. Благодаря этому темп-pa в термосфере растёт с высотой: от ~200 К при H=90 км до ~1000 К при H>= 600 км.
На высотах менее 100 км связь поглощения солнечного излучения со стратификацией темп-ры в атмосфере становится менее заметной. Мин. темп-ры в атмосфере отмечаются на уровне мезопаузы на высоте Н~90км. Ниже этого уровня располагается слой мезосферы, в к-ром темп-ра растёт до 270 К при убывании высоты до уровня стратопаузы (H~50 км). Рост темп-ры в мезосфере происходит параллельно с практически полным, поглощением молекулами кислорода солнечного излучения с длиной волны менее 0,2 мкм. При уменьшении высоты в стратосфере наблюдается как увеличение поглощения солнечного излучения с длиной волны менее 0,3 мкм молекулами озона, так и радиац, выхолаживание молекулами двуокиси углерода.
На высотах 25-30 км происходит практически полное поглощение озоном солнечного излучения с длиной волны меньше 0,3 мкм. Далее с уменьшением высоты происходит уменьшение темп-ры до 220 К на уровне тропопаузы. Распределение темп-ры в тропосфере определяется её тепловым взаимодействием с подстилающей поверхностью и конвективным переносом скрытого и явного тепла по высоте и по горизонтали. Скорости и направления переноса тепла в слоях, расположенных на разных высотах, могут быть существенно различными. Тропосфера прогревается за счёт конвективного и турбулентного теплообмена, поглощения длинноволнового излучения поверхности Земли, а также за счёт поглощения тепла, выделяющегося при конденсации в атмосфере водяного пара.
Среднегодовой глобальный Т. б. а. определяется разностью поглощенной атмосферой энергии (солнечного излучения и излучения поверхности Земли) и излучённой энергии (к подстилающей поверхности Земли и в космос).
Уходящая в космос энергия теплового излучения планеты, равная 235 Вт . м -2, соответствует тепловому излучению эфф. атм. слоя с темп-рой 253 К, Такую темп-ру имеет верх. граница облаков, расположенная на высотах от 4 до 7 км над поверхностью Земли. Альбедо системы Земля - атмосфера определяется в осн. отражением коротковолновой радиации от тропосферных облаков.
Важнейшей характеристикой Т. б. а. является парниковый эффект системы Земля - атмосфера. Увеличение кол-ва облаков в тропосфере ведёт к увеличению альбедо системы Земля - атмосфера и парникового эффекта.
В светлое время суток эффект увеличения альбедо превалирует над парниковым и приводит к уменьшению притока энергии в систему Земля - атмосфера. В тёмное время суток наличие облаков резко увеличивает парниковый эффект и уменьшает потери энергии системой. Ледниковые периоды на Земле, по-видимому, были обусловлены увеличением альбедо системы Земля - атмосфера, происшедшим за счёт выброса действующими вулканами в стратосферу большой массы частиц вулканич. пепла. Всё увеличивающееся сжигание природного топлива может привести к значит. увеличению в атмосфере содержания двуокиси углерода. Рост концентрации этого газа в атмосфере приведёт к увеличению парникового эффекта, что может повлечь за собой потепление климата Земли.
Алгебраическая сумма потоков тепла, поступающих в атмосферу и уходящих из нее как радиационным, так и нерадиационным путем. В целом для атмосферы за достаточно длительное время Т. Б. А. практически равен нулю. Он состоит из радиационного баланса атмосферы (Ra = 30 единицам, принимая приток солнечной радиации на границу атмосферы за 100 единиц) и уравновешивающих его тепла конденсации водяного пара (LE = +23 единицы) и поступления тепла от земной поверхности в процессе турбулентного и конвективного обмена (В = +7 единиц).
108
10.15В чем заключается различия тепловых режимов почвы и водоемов?
Втепловом режиме почвы и воды (водоемов) наблюдаются существенные различия, обусловленные в значительной степени различиями в механизме распространения тепла в этих средах. В почве тепло распространяется в основном путем молекулярной теплопроводности, а в воде - путем турбулентного перемешивания и термической конвекции. Кроме того, солнечная радиация проникает в воду глубже, чем в воду. Вследствие указанных причин в распространении тепла водный бассейн за теплое время дня и года накапливает в достаточно мощном слое воды большое количество тепла, которое отдает в атмосферу ночью и зимой. При этом температура верхнего слоя воды и самой ее поверхности изменяется незначительно. Напротив, почва в течение теплого времени дня или сезона, быстро накапливая тепло в относительно тонком слое, сильно нагревается, а отдавая по ночам большую часть того тепла, которое получает днем, мало накапливает его к зиме. При отдаче тепла температура поверхности почвы падает очень быстро. В результате суточные колебания температуры в воде распространяются на глубину порядка десятков метров, а в почве - менее метра. Годовые колебания температуры в воде распространяются на глубину сотен метров, а в почве — только на 1020 м. При этом суточные и годовые колебания температуры в почве значительно больше, чем в воде. Установлено, что годовой теплооборот больших водоемов примерно в 20 раз больше по сравнению с годовым теплооборотом почвы. Для почвы в средних широтах он составляет 1,5-3 ккал/см, а для Балтийского моря ±52 ккал/см, для Черного моря ±48 ккал/см, Женевского озера ±35 ккал/см В результате температура воздуха над морем летом ниже, а зимой выше, чем над сушей. Это объясняет существенные особенности формирования морского климата, а также закономерности общей атмосферной циркуляции.
10.16Что такое теплоемкость?
Теплоёмкость тела (обозначается C) — физическая величина, определяющая отношение бесконечно малого количества теплоты Q, полученного телом, к соответствующему приращению его температуры T: Единица измерения теплоёмкости в системе СИ — Дж/К. Теплоемкость вещества — теплоемкость единицы массы данного вещества. Единицы измерения — Дж/(кг К). Молярная теплоемкость — теплоемкость 1 моля данного вещества. Единицы измерения — Дж/(моль К). Если же говорить про теплоемкость произвольной системы, то ее уместно формулировать в терминах термодинамических потенциалов — теплоемкость есть производная термодинамического потенциала Q по температуре: Понятие теплоёмкости определено как для веществ в различных агрегатных состояниях (твёрдых тел, жидкостей, газов), так и для ансамблей частиц и квазичастиц (в физике металлов, например, говорят о теплоемкости электронного газа). Если речь идёт не о каком-либо теле, а о некотором веществе как таковом, то различают удельную теплоёмкость — теплоёмкость единицы массы этого вещества и молярную — теплоёмкость одного моля его.
10.17 Что гласят законы Фурье по вопросам распространения тепла?
Законы распространения тепла в твердой среде, в частности в глубь почвы. Выводятся из решения основного уравнения теплопроводности
109
где ΰ — температура почвы, z — глубина, а — коэффициент температуропроводности в предположении, что: 1) теплота передается в глубь почвы только путем молекулярной теплопроводности, 2) почва однородна и изотропна, 3) температура почвы меняется только по вертикали, 4) поверхность земли горизонтальна, 5) температура на поверхности почвы меняется со временем по простому периодическому закону и амплитуда колебаний затухает на бесконечной глубине. Из решения уравнения (1) следует, что при передаче в глубь почвы периодических изменений температуры период колебаний с глубиной не меняется, а амплитуда колебаний с глубиной затухает по закону
,
где Az, A0 — амплитуды на глубине z и на поверхности; Τ — период колебаний; если глубины растут в прогрессии арифметической, амплитуды уменьшаются в прогрессии геометрической — первый закон Фурье. Фаза колебаний с глубиной меняется. Запаздывание фазы τ на глубине z выражается формулой
и, следовательно, пропорционально глубине — второй закон Фурье. Глубины, на которых колебания разных периодов (суточные и годовые) затухают в одинаковое число раз, относятся как корни квадратные из этих периодов — третий закон Фурье.
В действительности явление усложняется неоднородностью почвы, содержанием в ней воды и воздуха в переменных количествах, горизонтальным теплообменом в почве, а также нарушением простой периодичности в изменениях температуры на поверхности за счет осадков, облачности и т. п. процессов.
10.18 Как характеризуется суточный ход температуры в воздухе?
Температура воздуха меняется в суточном ходе вслед за температурой земной поверхности. Поскольку воздух нагревается и охлаждается от земной поверхности, амплитуда суточного хода температуры в метеорологической будке меньше, чем на поверхности почвы, в среднем примерно на 1/3. Над поверхностью моря условия сложнее, о чем будет сказано дальше. Рост температуры воздуха начинается вместе с ростом температуры почвы (минус на 15 позже) утром, после восхода солнца. В 13-14 часов температура почвы начинает понижаться. В 14-15 часов температура почвы уравнивается с температурой воздуха; с этого времени при дальнейшем падении температуры почвы начинает падать и температура воздуха. Таким образом, минимум в суточном ходе температуры воздуха у земной поверхности приходится на время вскоре после восхода солнца, а максимум - на 14-15 часов. Суточный ход температуры достаточно правильно проявляется лишь в условиях устойчивой ясной погоды. Еще более закономерным представляется он в среднем из большого числа наблюдений: многолетние кривые суточного хода температуры - плавные кривые, похожие на синусоиды. В отдельные дни суточный ход температуры воздуха может быть очень неправильным. Это зависит от изменений облачности, меняющих радиационные условия на земной поверхности, а также от адвекции, т.е. от притока воздушных масс с другой температурой. В результате этих причин минимум температуры может сместиться даже на дневные часы, а максимум - на ночь. Суточный ход температуры может вообще исчезнуть или кривая суточного изменения примет сложную или неправильную форму. Иначе говоря, регулярный суточный ход перекрывается или маскируется непериодическими изменениями температуры. Например, в Хельсинки в январе с вероятностью 24% суточный максимум температуры приходится на время между полуночью и часом ночи, и только в 13% случаев он приходится на промежуток времени от 12 до 14 ч.
110