Добавил:
Upload Опубликованный материал нарушает ваши авторские права? Сообщите нам.
Вуз: Предмет: Файл:
Лекції Вода ч_1.doc
Скачиваний:
14
Добавлен:
10.02.2016
Размер:
446.98 Кб
Скачать

5.Ядра конденсації

Ядра конденсаціїаерозольні частинки, на яких відбувається конденсація водяної пар в атмосфері.

Нерозчинніі (які змочуються) частинки грунту, диму, органічних речовин, мікроорганізми. Вони виникають при вивітрюванні земної поверхні, при лісових пожежах, вулканічній діяльності тощо. Кількість їх в атмосфері складає біля 20%. Такі частинки спонтанно абсорбують вологу і в залежності від ступеня змочуваності вкриваються молекулярним, або більш товстим, шаром води.

Розчинні гігроскопічні дрібні частинки морської солі, які виникають при випаровуванні морських бризок і піни.Частинкиморської солі складаються із 78%NaClі 12%MgCl2 і вільно плавають у повітрі.Частинкидуже гігроскопічніі швидко розчиняються. Загальна кількість ядер конденсації морського походження складає 20%.

Продукти спалювання надходять в атмосферу при спалювання вугілля, в якому знаходиться від 0,3 до 20% сірки. При спалювання виникає двооксид сірки SO2, який при окислюванні перетворюється в сірчаний ангідридSO3, а потім у сірчану кислоту Н2SO4, розчинну і дуже гігроскопічну. Продуктиопалювання складають 40% від загальної кількості ядер конденсації.

На інши частинки невідомого походження приходиться 20%.

Концентрація ядер конденсації в атмосфері (nсм3) коливається у широких межах. Над океаном і горами середня концентрація 900 см3,усільській місцевості10000 см3., невеликих непромислових містах35000 см 3, у великих містах > 150000 см3.

Розміри ядер конденсації:

 ядра Айткена -радіус 51072105 см. Поводяться в атмосфері як молекули, ніколи не осідають. Значно переважають в атмосфері, їх вміст до 98%;

 крупні ядра з радіусом 2105104 см;

 гігантські ядра з радіусом більшим за 104 см. Складають основну масу сухого аерозолю в атмосфері.

Концентрація ядер конденсації в атмосфері, як і кількість частинок аерозолю, зменшується за висотою експоненційно. Вона має добовий і річний хід, що пояснюється ходом температури і ступеню розвитку турбулентності. Вдень у нижніх шарах вона менша ніж у верхніх, бо розвинені турбулентні рухи уносять аерозоль угору. Вночі в умовах приземної інверсії нижній шар забруднено викидами. У річному ході зимовий період відповідає по розподілу нічному, а літній ( денному.

Питання: Із чого состоят розчинні гігроскопічні ядра конденсації

6. Конденсація водяної пари у природних умовах

Конденсація водяної пари починається за умову, що у повітрі е > Е. Тиск насичення водяної пари над поверхнею залежить від інтенсивності випаровування, яке у свою чергу залежить від кривизни випарної поверхні. У природі існує три види поверхонь: опукла, плоска та увігнута.

Відношення ᄉ ᄃ – це відносна вологість пересичення, яка відповідає радіусу краплі. Над дрібними краплями (r < 10−4 мкм) повинні бути значні пересичення, щоб вони не випаровувались, а зростали. Тільки при радіусі ᄉ ᄃ= 1 мкм вплив кривизни поверхні виявляється незначним, бо ᄉ ᄃ100,12 %. У хмарах і туманах відносна вологість близька 100%, оскільки відносно стійкі краплі мають радіус 1 мкм і більший.

Відношення ᄉ ᄃ має ще назву, рівноважної відносної вологості. Практично ᄉ ᄃ розраховується по температурі поверхні, що випаровує, а ᄉ ᄃ – по температурі повітря. Для цього використовують формули Магнуса або психрометричні таблиці.

Крім температури і кривизни поверхні, що випаровує, на величину тиску насичення водяної пари впливає солоність води. Вона зменшує тиск насичення.

Рівноважна відносна вологість водяної пари над розчинами солі та кривою поверхнею визначається за формулою

ᄉ ᄃ, (4.11)

де Еrm – тиск насиченої пари над краплею розчину; rm – радіус краплі насиченого розчину солі; r – радіус краплі з розчином, яка виросла із краплі радіусом ᄉ ᄃ ; ᄉ ᄃ – коефіцієнт, який враховує зменшення тиску насиченої пари над насиченим розчином солі (для солі NaCl ᄉ ᄃ) .

Якщо в атмосфері відносна вологість більша за рівноважну, буде відбуватися конденсаційне зростання краплі, тобто умова конденсації ᄉ ᄃ.

Критичний розмір краплі ᄉ ᄃ, яка сформувалась і може існувати не випаровуючись і зростати далі, можна знайти із умови ᄉ ᄃ

ᄉ ᄃ. (4.12)

де С = [Дж/м2 ] залежить від коефіцієнта поверхневого натягу (

7. Льодоутворення в атмосфері

Гомогенне льодоутворення. При зниженні температури швидкість руху молекул зменшується і виникають флуктуації густини, що при від’ємній температурі призводить до виникнення зародку твердої фази ( льоду. Поряд з прямим переходом пари у тверду фазу остання може утворюватися із рідкої фази. Процес безпосереднього переходу водяної пари у тверду фазу називається сублімацією, що є гомогенним переходом. Сублімація потребує значного пересичення водяної пари і тому не є основним процесом льодоутворення. Основним процесом льодоутворення в атмосфері є процес кристалізації води.

Для початку кристалізації потрібно утворення зародка льодяної фази у середині переохолодженої краплі. Таким зародком може бути скупчення молекул води, що має густину і структуру льоду і утворилося у результаті випадкових рухів молекул. Імовірність виникнення таких скупчень збільшується при зниженні температури. Такий фазовий перехід називається гомогенним.

Теорія фазового гомогенного переходу визначає критичний радіус

, (4.13)

де Л= 75,54 мДж/м2поверхнева сила натягу на межі вода-лід при температурі 00С; Л = 0,91103кг/м3 густина льоду; LПЛ = 324 кДж/кг.–теплота плавлення льоду .

З формули (4.13) випливає, що розмір критичного радіусу кристалічного зародку суттєво залежить від переохолодження (273/Т): чим більше переохолодження, тим менший критичний радіус і кращі умови для утворення стійкого зародку.

В атмосфері льодяна фаза утворюються головним чином шляхом замерзання крапель, що потребує великого переохолодження. Так вода у вигляді крапель може залишаться рідиною при від’ємних температурах до -300С, а до температури-120С вона практично ніколи не замерзає і краплі знаходяться у переохолодженому метастабільному стані.

Гетерогенне льодоутворення. Гетерогенне льодоутворення потребує існування особливих ядер кристалізації, які є підвалиною для елементів льодяної фази. Ними можуть бути вже знайомі нам ядра конденсації при низькій температурі. За участю ядер кристалізації замерзання може початися при температурах незначно нижчих за 00С. Кількість таких ядер мала,цесвідчить, що в атмосфері хмари до температури-12÷-150С залишаються стійко переохолодженими. Тому можна стверджувати, що основну роль у замерзанні хмарних крапель грає гомогенне льодоутворення.

При введенні в переохолоджену хмару деяких речовин, наприклад йодистого срібла, кристалізація починається при температурі -40С. Цей ефект використовується при активних впливах на хмари.

Тут вы можете оставить комментарий к выбранному абзацу или сообщить об ошибке.

Оставленные комментарии видны всем.

Соседние файлы в предмете [НЕСОРТИРОВАННОЕ]