Л.Т. Матвеев - Курс общей метеорологии. Физика атмосферы (1115251), страница 67
Текст из файла (страница 67)
Графически зависимость ! от г при различных значениях массы соли ХаС! (массы т ядра конденсации) изображена на рис. 13.2. К толкованию этого рисунка и формулы (3.5) можно подходить с двух точек зрения. С одной стороны, 1 можно рас- 00 2 Х» баГ г 3» ббГ 2 3» 00!ром -а -а -е .Го Ю сматривать как относительную влажность воздуха, при которой капля радиусом г, рассчитанным по (3.5), находится в равновесии с окружающей ее атмосферой. Рисунок 13.2 показывает, что чем больше относительная влажность, тем больше размер капли (при заданном т), находящейся в равновесии с атмосферой.
С другой стороны, рис. 13.2 можно толковать как график роста капли, образовавшейся на ядре конденсации массой т. Если относительная влажность воздуха ! превышает рассчитанное по (3.5) значение 1, то на капле начнется конденсация водяного пара. При этом, во-первых, уменьшается концентрация раствора и увеличивается равновесное давление, во-вторых„ увеличивается "05 радиус капли, что приводит к падению равновесного давления.
14 Но на начальном этапе фактор, описываемый первым множителем б в формуле (3.5), оказывает преобладающее влияние (заметим, что с ростом г первый множитель в (3.5) увеличивается). Если относительная влажность воздуха меньше 100%, то при обычных массах ядер нонденсации (гп = 1Π—" —:1Π—" г) образуются лишь „С' Общие условв» бас»вы» иерекодов воды в атмосфере Облаке, туманы и »сада» в/в или — = (1 — — ',-)(1+ — ") = 1+ —" — — ", . (3.6) Здесь ащ= 3с т/4пр' — постоянная для данной капли. к Формула (3.6) позволяет наиболее просто найти тот радиус капли г, при котором равновесная относительная влажность / достигает максимума.
Для этого, как известно, достаточно найти производную с1/ /б(г и приравнять ее нулю. Поступая так, находим: (3.7) Здесь /о — максимальное (критическое) значение относительной влажности / при радиусе капли г . В результате расчета г и разности /о — 100 по соотношениям (3.7) для раствора хлористого натрия при различных значениях т получено: 1О " 20 4,2 !О а 10- $а 6,2 1,3 1О т 1О ' 2000 4,2 ° 1О а тдг...... 1О'а гм мкм.... 0,20 Ут — 100о1о... 0,42 тг..., ..
1Оты гм мкм..., 62 / — 100в/е... 1,3 . 1О ' 10 " 0,62 0,13 1О щ 200 4,2 1О' 1О 'с 2,0 4,2 10 с ЬО т 620 1,3 1О' Если ядрами являются другие вещества с относительной молекулярной массой 1г„то приведенные значения г нужно умножить, а значения /о — 100 разделить на (58,5/1ас)чт. Конденсация водяного пара на идрах начинается при определенном значении очень мелкие капли, радиус которых меньше 1 мкм. Для продолжения роста капли необходимо, чтобы вместе с ростом ее увеличивалась относительная влажность воздуха, окружающего каплю. Это наблюдается, например, при аднабатическом подъеме частицы воздуха или притоке водяного пара в объем, содержащий каплю.
После достижения значения / =100% дальнейшее увеличение размеров капли возможно только при наличии некоторого пересыщення водяного пара (/)100%). На этой стадии раствор настолько уже разбавлен, что формула (3.5) может быть суше- 4 ственно упрощена, Прежде всего р' -р„, тм« вЂ” пгар', а если к 3 еще воспользоваться соотношением (3.3), то формулу (3.5) можно зависать для этой стадии (/ )100%) в виде относительной влажности, зависящей от природы ядра. В случае хлористого натрия это значение составляет 78 %. Согласно приведенным данным, критические пересыщения не превышают 0,4 — 0,5 %.
До критической точки (точка К на рис. 13.2) разность между фактическим давлением водяного пара е в воздухе и давлением насыщения Е,, на поверхности капли по мере увеличения размеров капли уменьшается. Вследствие этого процесс конденсации водяного пара и рост капли со временем замедляются. В целом рост капли на этой (предоблачной) стадии протекает медленно. Но как только критическая точка пройдена, условия роста капли изменяются: при увеличении радиуса разность е — Е, , а вместе с этим и скорость конденсации со временем возрастают (прн том, конечно, условии, что давление водяного пара в воздухе остается постоянным, несколько превышающим критическое давление).
Это приводит к быстрому укрупнению капель и образованию облака. Однако надо иметь в виду, что такие простые закономерности роста капли, которые следуют из анализа формулы (3.5), справедливы лишь в отношении одной изолированной капли. В реальных условиях (в облаках) происходит рост огромной совокупности капель. Закономерности их роста, совершенно естественно, более сложны, чем закономерности, установленные для одной капли. Электрические заряды. Наличие на капле электрического заряда того или другого знака приводит, как показывает теория, к уменьшению равновесного давления водяного пара.
Если капля радиусом г несет на себе заряд О, то равновесное давление Ед ч для такой капли рассчитывается по соотношению 1и Ес О 2б 0» Е Гт„р,тг 3 ' 71,р,т ' где б — диэлектРическаЯ пРоницаемость воздУха, бо — электРическая постоянная. Оценка Еоч/Е по формуле (3.8) показывает, что с влиянием электрических зарядов необходимо считаться лишь в случаях очень мелких капель (радиусом порядка 10-о †10 †' см).
4 Ядра конденсации Наблюдения в камере Вильсона показывают, что конденсация водяного пара в абсолютно чистом воздухе может происходить лишь при очень больших пересыщениях (от четырех- до восьмикратных). Причиной образования зародышевых капель в отсутствии каких-либо примесей являются колебания (флуктуацин) плотности водяного пара: при этих колебаниях образуются комплексы молекул, которые в определенных условиях могут приобрести устойчивость и стать зародышами капель воды. Обыне условн» фазовых переходов веды в атмосфере 327 Облава, туманы н осадка В результате расчета получены следующие значения радиуса г и числа устойчивых молекулярных комплексов Ж водяного пара и необходимого для их образования пересыщения Е,)Е: г 10асм...
3,39 3,55 3,85 4,07 4,24 Ет/Е.... 80 25 17 15,4 13,2 Мсм а.... 10" !О'о !О' !Ок 10з 4,41 4,56 4,70 4,85 !2,0 10,9 10,0 9,3 1О1 10 ' 10 ' !О а Из приведенных данных следует, что для появления такого числа комплексов молекул водяного пара, которое было бы сравнимо с числом капель в реальных облаках и туманах, необходимо более чем 12-кратное пересыщение.
Присутствие во влажном воздухе заряженных молекулярных комплексов (легких ионов) несколько облегчает образование жизнеспособных зародышей капель. Однако и в этом случае конденсация начинается при четырехкратном пересыщении на отрицательных ионах и шестикратном — на положительных. Такие пересыщения в реальных условиях атмосферы никогда не наблюдаются, поскольку в ней всегда присутствуют гигроскопические частицы примесей — ядра конденсации.
С этой точки зрения представляется верным высказывание Дж. Айткена на Международном метеорологическом конгрессе в !893 г. о том, что при отсутствии в воздухе ядер конденсации «не могли бы возникать ни дымка, ни туман, ни облака, ни, вероятно, дождь». Различают нерастворимые (но смачиваемые) и растворимые ядра конденсации.
К первым относятся частицы почвы и горных пород, дыма, органических веществ, микроорганизмы и т. п. Другим видом ядер конденсации являются частицы растворимых в воде веществ, например какой-либо соли или кислоты. Растворимые ядра конденсации поступают в атмосферу в результате сжигания каменного угля, который содержит от 0,3 до 20% серы. Из серы в результате сгорания образуется сернистый газ ЬОу, который при посредстве различных окислителей может превращаться в серный ангидрид 50з и затем в серную кислоту НвЬОе, растворимую и очень гигроскопичную.
Приближенные оценки показывают, что в среднем за год в атмосферу поступает около 20 млн. т сернистого газа. Гигроскопические ядра конденсации образуются также из морских брызг и пены, Последующее испарение их приводит к образованию мельчайших частиц морской соли. Морская соль состоит из 77,8% хлористого натрия (1)аС!), 10,9% хлористого магния (МпС!у) и небольшого количества сернокислых магния, калия и кальция.
Только при сильных и штормовых ветрах (скорость 10 м/с и более) с поверхности М„'ирового океана поступает в атмосферу около 2,7. 10гб т морской соли в год. Ядра конденсации образуются также при выветривании земной поверхности, в результате лесных и степных пожаров, вулканической деятельности и сгорания метеоритов. нхм.... 0 О! — 05 05 — ! п.....!3000 8800 3250 1 — 1,5 1,5 — 2 2 — 2,5 2 540 ! 440 1 170 2,5 — 3 3 — 4 540 340 Распределение концентрации ядер конденсации по высоте подчиняется тем же закономерностям, которые установлены для атмосферных примесей вообще. В среднем концентрация ядер убывает с высотой (рис. ! З.З). На рис. 13.3 обобщены данные самолетного зондирования атмосферы за 1960 — 1964 гг.
Видно, что скорость убывания числа ядер конденсации зависит от термической стратификации: в дневныс часы летом, когда преобладает неустойчивая стратификация и более сильно развит турбулентный обмен, относительная концентрация ядер (п7п,) убывает с высотой в обоих пунктах медленнее, чем в утренние часы зимой, когда стратификация чаше всего ииверсионная. Более быстрое убывание и!п, в Ташкенте (по сравнению с Киевом) объясняется, по-видимому, тем, что здесь атмосферные примеси состоят из более крупных частиц, поднятых ветром с поверхности почвы.
Анализ опытных данных показал, что распределение числа ядер конденсации удовлетворительно описывается экспоненциальной формулой п(г) = = пбехр( — гД), однако для слоев 0 — 3 и 3 — 6 км должнЫ быть взяты несколько различные значения параметра ! (соответственно !400 и 1740 м для Москвы, 2500 и 2!50 м для Киева, 940 и 2215 м для Ленинграда). Наиболее быстро концентрация ядер конденсации уменьшается, согласно этим данным, в районе Ленинграда. Среднее за лето распределение ядер конденсации по высоте в дни с конвективными облаками приведены на рис. 13.4. Экспоненциальная формула удовлетворительно описывает и эти опытные распределения, но также при двух значениях !.
![](https://s.studizba.com/z.php?f=/templates/si/i/noavatar.png&w=100&h=100&t=1"){kind=avatar}
