Испарение с поверхности

Размещено на http: //www. allbest. ru/

1. Задание 1. Вариант 2

Вычислить испарение и затраты тепла на испарение методами теплового баланса и турбулентной диффузии по следующим исходным данным. Результаты вычислений сопоставить и определить погрешность метода турбулентной диффузии по отношению к методу теплового баланса.

№ варианта	В кВт/м2	Р кВт/м2	t0,5 C	t2,0 C	e0,5 гПа	e2,0 гПа	u0,5 м/с	u2,0 м/с
2	0,48	0,12	22,1	21,7	14,2	13,2	1,1	2,0

Решение

Метод турбулентной диффузии

Коэффициент турбулентности характеризует интенсивность турбулентного перемешивания. Для этого используют результаты градиентных наблюдений над скоростью ветра и температурой воздуха на стандартных высотах 0,5 и 2,0 м над земной поверхностью. При этом к1 (на высоте 1 м) вычисляют, например, по формуле М.И. Будыко

где Дu - разность скоростей ветра на высотах 2,0 и 0,5 м, Дt - разность температур воздуха на высотах 0,5 и 2,0 м, z' - высота, равная 1 м.

м2/с

Одно из важнейших следствий турбулентного перемешивания - интенсивный перенос тепла и водяного пара. Он характеризуется турбулентными потоками тепла и пара. Над обширным ровным и однородным деятельным слоем, над которым горизонтальные градиенты температуры и влажности отсутствуют, турбулентные потоки тепла и пара направлены вертикально. При таких условиях турбулентный поток тепла L равен турбулентному теплообмену между деятельным слоем и атмосферой, а турбулентный поток пара - испарению с поверхности деятельного слоя W. На этих соображениях основан «метод турбулентной диффузии».

Умножая испарение W на теплоту испарения (600 кал/г), получим затрату тепла на испарение V. Величины L и V, наряду с радиационным балансом В и потоком тепла в почве Р, являются основными элементами теплового баланса деятельного слоя. При использовании метода турбулентной диффузии они определяются по формулам:

кал/см2-мин

кал/см2-мин

где Де - разность упругости пара на высотах 0,5 и 2,0 м, а остальные обозначения пояснены выше. Испарение W в мм/час численно равно затрате тепла на испарение V в кал/см2·мин.

кал/см2-мин = 60,19 Дж/м2-с = 0,06 кВт/м2

кал/см2-мин = 234,1 Дж/м2-с = 0,234 кВт/м2

Метод теплового баланса

Алгебраическая сумма всех приходов и расходов тепла на земной поверхности должна быть равной нулю - это уравнение теплового баланса земной поверхности.



В - радиационный баланс водной поверхности. Р - турбулентный поток тепла между воздухом и водной поверхностью. QE - затраты тепла на испарение (Q = 2,5 кДж/г - удельная теплота испарения, Е - испарение).

кВт/м2

г/м2-с

2. Задание 2. Вариант № 2

Испарением с поверхности - это количество воды, испаряющейся с поверхности в единицу времени. Скорость испарения зависит от температуры, дефицита влажности, скорости ветра, атмосферного давления. Морская вода испаряется медленнее, чем пресная, особенно при высокой относительной влажности, но не на много.

Морская вода может содержать до 50 г солей в 1 литре.

Согласно первому закону Рауля, давление насыщенных паров над раствором пропорциональна мольной доле растворителя в растворе:

,

- число молей воды в растворе, - число молей солей в растворе, i - изотонический коэффициент Вант-Гоффа, связанный с диссоциацией солей, для морских солей он обычно равен 2 или 3.

Число молей воды в 1 л раствора равно примерно = 1000/18 = 55 моль, а число молей ионов ~1 моль.

Т.е. давление насыщенных паров над морем составляет 98% от давления насыщенных паров над озером. В Мёртвом море концентрация солей составляет 340 г/л и, соответственно, давление насыщенных паров над ним составит порядка 80-90% от давления над пресным водоёмом.

3. Задание 3. Вариант № 2

Для расчета скорости испарения с поверхности водоемов используют следующие методы:

1. Метод водного баланса.

При получении уравнения водного баланса для замкнутого речного или озерного бассейна исходят из принципа сохранения воды, поэтому отдельно устанавливают приходную и расходную части баланса, а потом приравнивают их друг другу. Метод водного баланса заключается в следующем: для конкретного водоема определяются за выбранный период наблюдения осадки, приток и сток поверхностных вод, расход воды на фильтрацию, приток подземных вод, изменение уровня воды в водоеме за время наблюдения, а также убыль воды на испарение, которая является искомой величиной. Недостатком метода является возможность получения больших погрешностей из-за трудностей учета объемов подземных вод. Кроме того, должны быть организованы достаточно точные наблюдения за остальными составляющими, входящими в уравнение водного баланса.

В практических расчетах находят применение эмпирические формулы, которые не противоречат здравому смыслу и основным положениям теоретических методов.

2. Метод теплового баланса.

Метод теплового баланса основан на учете потоков теплоты, поглощаемых рассматриваемым объектом и расходуемых им через выделяющие объект границы. Источником тепловой энергии является Солнце. Суммарный поток солнечного излучения, проходящий через единичную площадку, перпендикулярную направлению лучей и находящуюся вне земной атмосферы на расстоянии радиуса земной орбиты, называется солнечной постоянной. Солнечная постоянная So равна 1373 Вт/м2. Удельная теплота испарения воды зависит от ее температуры, и при 15оС приблизительно равна 2,37 кДж/г. Если принять, что массе воды в 1 г соответствует объем 1 см3, то солнечную постоянную можно представить в виде эквивалентного слоя испарившейся воды, который равен 48,3 мм/сут.

Метод теплового баланса требует полного учета всех источников поступления и расходования тепловой энергии рассматриваемым объектом на земной поверхности. Для расчета испарения с водной поверхности озера, кроме радиационного баланса и турбулентного обмена, необходимо еще учитывать теплообмен с ложем водоема, увеличение запасов теплоты в озере за расчетный период (для его оценки необходимо производить измерение температуры во многих точках озера на различных глубинах с большой точностью), разность между приходом и расходом теплоты за счет притока или оттока воды, то же за счет всех видов поступления и оттока воды подземными путями, приход теплоты, обусловленный разностью температур осадков и воды в озере. В случае снежного и ледяного покрова составляющие, входящие в уравнение теплового баланса, обусловленные турбулентной диффузией, могут входить в него с разными знаками; кроме того, при образовании льда теплота выделяется, а при его таянии на месте - затрачивается.

Метод теплового баланса требует многочисленных тщательных измерений различных его составляющих, поэтому он больше пригоден для целей исследований, чем для использования на практике.

3. Метод турбулентной диффузии.

Метод турбулентной диффузии основан на современном представлении о турбулентном движении и математическом описании его. В турбулентном (беспорядочном) течении частицы жидкости или газа совершают хаотическое движение по сложным траекториям, а скорость, давление и плотность среды испытывают флуктуации (пульсации). Так в турбулентном потоке вдоль горизонтальной поверхности возникают поперечные пульсационные скорости течения, благодаря которым происходит перенос масс жидкости или газа из нижних слоев в верхние и, наоборот, - из верхних в нижние. Турбулентное перемешивание (или обмен) приводят к перемещению (диффузии) содержащихся в потоке примесей, как растворенных, так и взвешенных, а также тех свойств, которыми поток обладает, например, теплоты.

В процессе испарения вода из жидкого или твердого состояния превращается в пар. Происходит это из-за того, что молекулы воды в своем непрерывном движении преодолевают силы взаимного молекулярного притяжения и вылетают в воздух. Если количество вылетевших молекул превышает их количество, возвратившееся в воду, то имеет место процесс испарения. Однако в идеальных условиях спустя некоторое время испарение должно было бы прекратиться, так как над поверхностью воды образуется слой воздуха, насыщенный молекулами воды до состояния предельного равновесия, при котором количество молекул, покидающих воду и возвращающихся в нее, одинаково. В реальных условиях это не происходит в силу целого ряда причин. Можно говорить о молекулярной диффузии в неподвижном воздухе, при которой молекулы воды перемещаются из насыщенного слоя в более высокие и менее насыщенные парами воды слои воздуха. Если температура воздуха, непосредственно прилегающего к водной поверхности, отличается от температуры выше расположенных слоев, то возникает конвекционное перемещение воздушных масс в вертикальном направлении.

При движении воздуха (ветер) насыщенные водяными парами слои воздуха над водной поверхностью уносятся, а на смену им приходят слои, менее насыщенные водяными парами. Но ветер представляет собой турбулентное движение, поэтому имеет место одновременное перемещение воздушных масс в вертикальном направлении (турбулентная диффузия). При этом была обнаружена связь между скоростью испарения с безбрежной водной поверхности (поверхность океана или моря) и скоростью ветра, что объясняется влиянием турбулентной диффузии, интенсивность которой зависит от скорости ветра.

4. Задание 4. Вариант № 2

Количество теплоты, содержащееся в воздухе при определённой температуре, равно

,

m - масса, c - удельная теплоёмкость влажного воздуха, Т - температура.

Удельная теплоёмкость влажного воздуха (100% отн. влажности) слабо зависит от температуры и равна ~1,0301 кДж/кг-К при 0 < T < 100C. Также положим, что теплоёмкости при приведённых значениях относительной влажности также не сильно отличаются.

Если полагать, что массы воздуха одинаковы, то после смешивания количество теплоты смеси равно

-

Относительная влажность - отношение парциального давления паров воды в газе (в первую очередь, в воздухе) к равновесному давлению насыщенных паров при данной температуре. Эквивалентное определение - отношение массы водяного пара в воздухе к максимально возможной при данной температуре. Измеряется в процентах и определяется по формуле:

где: - относительная влажность рассматриваемой смеси (воздуха); - парциальное давление паров воды в смеси; - равновесное давление насыщенного пара.

Определим абсолютную влажность в исходных массах воздуха. Значения максимальных абсолютных влажностей взяты из справочника.

При 10С: г/м3

При 20С: кг/м3

Если возьмём по 1 м3 исходных масс воздуха, то получим 2 м3 влажного воздуха с температурой 15С, содержащей

кг/м3 влаги

Относительная влажность после смешения будет равна при 15С

Избыток водяного пара будет равен 1,5%.

Водность тумана - общая масса водяных капелек в единице объема тумана. Водность туманов обычно не превышает 0,05-0,1 г/мі, но в отдельных плотных туманах может достигать 1-1,5 г/мі. В воду капель тумана конденсируется примерно не более 1% от массы водяных паров. Радиус капель тумана обычно колеблется от 1 до 60 мкм. Большинство же капель имеет радиус 5-15 мкм при положительной температуре воздуха и 2-5 мкм при отрицательной температуре.

5. Задание 5. Вариант № 2

№ варианта	r0-10-7, м	r-10-6, м
2	0,912	0,912

Относительная влажность воздуха - это отношение его текущей абсолютной влажности к максимальной абсолютной влажности при данной температуре. Она также определяется как отношение парциального давления водяного пара в газе к равновесному давлению насыщенного пара.

Обозначим насыщающую упругость водяного пара над каплей радиусом r через Еr, тогда по формуле У. Томсона имеем соотношение:

где - коэффициент поверхностного натяжения на границе вода - водяной пар. Коэффициент поверхностного натяжения очень медленно убывает при возрастании температуры, 0,073 Дж/м2 при 20С (при этом он мало отличается для растворов неорганических солей); Е - давление насыщения над плоской поверхностью, - плотность воды, Т - температура.

Обозначим м -

Разложим в ряд Тэйлора и с учетом того, что отношение Ar/r мало (~0,01), получим

,

т.е. для получения насыщающей упругости водяного пара над каплей значение для плоской поверхности надо умножить на величину

В реальных условиях атмосферы водяной пар конденсируется на так называемых ядрах конденсации, которые представляют собой частицы всевозможных солей (прежде всего NaCl) и других веществ. Если на таком ядре образуется капля, то она является раствором соли. Упругость насыщения над раствором всегда меньше (при одной и той же температуре) упругости насыщения над чистой водой.

Насыщающая упругость водяного пара над каплей с ядром конденсации равна

,

где Ар = 0,22, а r и r0 - радиусы капель с ненасыщенным и насыщенным растворами соли соответственно.

Относительная влажность равна



1) Относительная влажность капли насыщенного раствора равна (r = r0)

2) Относительная влажность капли насыщенного раствора равна (r = 0,912-10-6 м)

3) Размер капли, когда относительная влажность равна 100%:

-

м

4) Радиус капли, когда относительная влажность будет наибольшей

- -

м

5) В умеренных широтах наиболее часто в облаках встречаются капли радиусом от 3 до 20 мкм. Возьмём, например 10 мкм = 10-5 м

С ростом капли равновесная относительная влажность над ней увеличивается по экспоненциальному закону. Это связано с увеличением давления насыщенного водяного пара над каплей, так как с ростом радиуса капли увеличивается кривизна поверхности (она становится более выпуклой), что, в свою очередь, увеличивает интенсивность отрыва молекул с поверхности капель.

6. Задание 6. Вариант № 3

Испарение капель жидкости в газообразной среде и обратный процесс конденсационного роста при наличии пересыщения пара играют большую роль в атмосферных процессах.

Для устойчивого конденсационного роста капель обязательным условием является пересыщение пара. Его конкретное значение будет определять величину потока конденсирующегося пара на каплю и, как следствие, значение скорости конденсационного роста.

Конденсационный рост аэрозольных частиц в атмосфере имеет несколько стадий: 1) образование зародышей или возникновение ядер конденсации, 2) изменение размеров частиц при колебаниях величины относительной влажности в условиях недосыщения (обводнение ядра), 3) образование облачных (водных или ледяных) элементов в условиях недосыщения или пересыщения. Для физики облаков вторая стадия не играет существенной роли, но она влияет на оптические свойства атмосферных аэрозолей, так как относительно небольшое колебание размеров частиц приводит к заметному изменению коэффициентов рассеяния и ослабления радиации. Кроме того, обводнение частиц может в определенных условиях приводить к изменению скорости их коагуляционного роста. Различают гомогенную и гетерогенную конденсацию.

Гомогенная конденсация. Рост частиц происходит только в результате наличия у зародыша заряда или в присутствии двух или более конденсирующихся компонент, т.е. в результате гомогенной гетеромолекулярной конденсации. В процессе гомогенной нуклеации могут образовываться кластеры критического размера r*, которые при небольшом пересыщении окружающего пара могут вырасти в дальнейшем в достаточно большие капли путем конденсационного роста. Но для большинства аэрозольных частиц характерен рост массы под влиянием процессов адсорбции, набухания и гетерогенной конденсации.

При адсорбции влаги на твердых частицах в первую очередь происходит заполнение микрокапилляров. Давление на стенки адсорбента может приводить к его структурным изменениям - наблюдается набухание. Для некоторых веществ объем частицы может увеличиваться в несколько раз.

Собственно гетерогенная конденсация влаги на аэрозольных частицах определяется физико-химическими свойствами вещества частиц и связана с уменьшением равновесной упругости пара у ее поверхности на величину, зависящую от химической природы и степени диссоциации растворяемого вещества (закон Рауля).

При гетерогенной конденсации пара в атмосфере (в особенности - на растворимых ядрах конденсации) конденсационный рост приводит к увеличению размеров облачных капель и формирует спектр их распределения. При образовании капель на заключительной стадии диспергации жидкости недосыщение или пересыщение пара также приводит к включению этих процессов.

7. Задание 7. Вариант № 2

Летательные аппараты, летящие с большой скоростью на большой высоте оставляют в небе конденсационный след. Конденсационный след представляет собой туман, сконденсированный в основном из атмосферной влаги, а также в меньшей степени из влаги, содержащейся в выхлопах двигателей летательного аппарата (при сгорании авиационного керосина выделяется углекислый газ, вода, сажа и т.д.). Вода в виде перегретого пара, конденсируется на саже, замерзает, так как за бортом обычно -57С в среднем, и образует белый след.

Конденсационный след раньше называли инверсионным следом по названию физического феномена, свойственного верхним слоям атмосферы - инверсии относительно точки росы. В верхних слоях атмосферы отсутствуют пылевые частицы, и даже при достижении температуры, меньшей точки росы, атмосферная влага остается в газообразном состоянии, то есть прозрачной и нерассеивающей свет. Пролёт летательного аппарата в инвертированных слоях вызывает появление огромного количества таких центров конденсации, и на них мгновенно происходит конденсация пара в виде капель влаги (облачного тумана). За счёт этого траектория полета летательного аппарата становится видимой.

Центрами конденсации выступают:

частицы, выброшенные из камер сгорания двигателей;

микротурбулентные вихри, возникающие на любом аэродинамическом элементе.

Вся эта совокупность конденсирующих центров осаждает влагу в капли, причём дальнейшая судьба туманного следа зависит от параметров атмосферы в этом месте и в это время. Например, возможна дальнейшая конденсация и укрупнение капель, которые попросту выпадают в более низкие слои атмосферы. Возможно испарение капель вследствие диффузии. Естественно, что облачный след несёт на себе отпечаток турбулентной структуры, сопровождавшей обтекание летательного аппарата, и рельефно выявляет всю вихревую фактуру потревоженного воздуха. Этим объясняются перепады плотности разного масштаба в следе, в том числе и прерывистость следа в некоторых случаях. Инверсионные следы оказывают влияние на климат, уменьшая температуру за счёт того, что вырождаются в тонкие высотные перистые облака, тем самым препятствуя солнечным лучам (в отличие от таких облаков обычные перистые облака не только отражают солнечные лучи, но и сохраняют под собой тепло Земли).

8. Задание 1. Вариант № 2

Паргелий (ложное солнце) - одна из форм гало, при которой на небе наблюдается одно или несколько дополнительных изображений Солнца. Возникает вследствие преломления солнечного света в анизотропно ориентированных частичках льда, парящих в атмосфере. Появление ложных солнц сопровождает прохождение холодного атмосферного фронта и позволяет предсказать близкое похолодание. В такие периоды в атмосфере образуются кристаллы льда определенной формы, и результатом преломления в них солнечного света являются довольно яркие радужные пятна по сторонам от Солнца (чаще всего - на угловом расстоянии в 22 угловых градуса). Несколько напоминая "оторванные" фрагменты радуги, они отличаются от нее большей долей яркой белизны. Не перепутать эти явления помогает их различное местоположение на небе - в отличие от ложных солнц, радуга всегда бывает видна в стороне, противоположной Солнцу. При неравномерной структуре облачности ложное солнце может наблюдаться только с одной стороны от истинного. Продолжается это явление от нескольких до десятков минут, пока высотные ветры не разрушат благоприятную для его образования тонкую облачность.

9. Задание 2. Вариант № 2

№ варианта	2
P	0,916
t C	15,0

Под видимостью обычно понимают зрительное восприятие предметов, обусловленное в основном существованием яркостных и цветовых различий между этими предметами и фоном. Видимость характеризуется степенью видимости (насколько отчетливо виден объект) и дальностью видимости (до какого расстояния он виден). Дальностью видимости называют то предельное расстояние, при котором наблюдаемый объект сливается с фоном, на котором он проектируется, и становится невидимым. Метеорологическая дальность видимости - расстояние, при котором под воздействием атмосферной дымки теряется видимость абсолютно чёрной поверхности, имеющей на этом расстоянии угловые размеры не менее 0,5 и проектирующейся на фоне безоблачного неба (дымки) у горизонта. Метеорологическая дальность видимости является только характеристикой горизонтальной прозрачности воздуха. Однако, в общем случае, МДВ зависит не только от характеристик прозрачности атмосферы, но и от порога контрастной чувствительности глаза. Метеорологическая дальность видимости является условной характеристикой оптического состояния атмосферы.

Дальность видимости зависит от нескольких величин: от прозрачности атмосферы, от угловых размеров наблюдаемого объекта, от контраста между наблюдаемым объектом и фоном, а также от остроты зрения наблюдателя (порога контрастной чувствительности глаза е). При прохождении через атмосферу световой поток частично ею поглощается и рассеивается, вследствие чего он ослабляется, а в атмосфере образуется световая дымка. Чем менее прозрачна атмосфера, тем сильнее ослабление светового потока и ярче световая дымка. Прозрачность атмосферы характеризуется коэффициентом прозрачности Р, показывающим, какая доля первоначально направленного светового потока пропускается слоем атмосферы:

Величина МДВ однозначно связана с горизонтальной прозрачностью атмосферы:

где - порог контрастной чувствительности глаза ( = 0,05).

км

При изменении температуры максимальная метеорологическая дальность видимости меняется. Например, может наблюдаться поднятие (снижение) горизонта в результате изменения рефракции за счет больших температурных градиентов. Большие градиенты температуры создаются при сильном нагреве земной поверхности солнечными лучами, часто в пустынях, в степях. Большие градиенты могут возникнуть и в средних, и даже в высоких широтах в летние дни при солнечной погоде: над песчаными пляжами, над асфальтом, над обнажённой почвой. Такие условия являются благоприятными для возникновения нижних миражей.

За счёт нагревания возрастает конвекция воздуха и атмосферная дымка, что снижает дальность видимости.

При той или иной прозрачности воздуха дальность видимости для разных предметов неодинакова. Это находится в зависимости от окраски и размеров предметов и их расположения по отношению к Солнцу. Крупные предметы будут видны с большего расстояния, чем мелкие. Что касается до влияния окраски, то всего проще обстоит дело с предметами черного цвета, для которых фоном служит небо у самого горизонта. Абсолютно черный объект поглощает все падающие на него лучи и ничего не отражает. Поэтому яркость такого объекта при самом сильном освещении равна нулю. Однако, когда мы смотрим на такой черный предмет издалека, то он нам кажется сравнительно светлым. В этом случае его видимая яркость получается за счет света, рассеянного в воздухе, расположенном между наблюдателем и предметом.

На расстоянии большем метеорологической дальности видимости яркость предметов в результате рассеяния света сливается с яркостью фона, поэтому предметы становятся неразличимыми.

10. Задание 3. Вариант № 2

В атмосфере на высотах более 100 км растет доля легких газов, и на очень больших высотах преобладают гелий и водород; многие молекулы диссоциируют на отдельные атомы, которые, ионизуясь под действием жесткого излучения Солнца, образуют ионосферу. Излучение Солнца ионизирует атомы и молекулы атмосферы. Степень ионизации становится существенной уже на высоте 60 километров и неуклонно растет с удалением от Земли. На различных высотах в атмосфере последовательно происходят процессы диссоциации различных молекул и последующая ионизация различных атомов и ионов. В основном это молекулы кислорода О2, азота N2 и их атомы. В зависимости от интенсивности этих процессов различные слои атмосферы, лежащие выше 60-ти километров, называются ионосферными слоями, а их совокупность ионосферой. Нижний слой, ионизация которого несущественна, называют нейтросферой.

Ионосферой называется совокупность ионизированных слоев земной атмосферы, начинающаяся с высот порядка 60 км и простирающаяся до высот в десятки тысяч км. Основной источник ионизации земной атмосферы - ультрафиолетовое и рентгеновское излучение Солнца, возникающее главным образом в солнечной хромосфере и короне. Кроме того, на степень ионизации верхней атмосферы влияют солнечные корпускулярные потоки, возникающие во время вспышек на Солнце, а также космические лучи и метеоритные частицы.

Максимальная концентрация заряженных частиц в ионосфере достигается на высотах 300 - 400 км. Здесь в дневное время она достигает 106 частиц на см3. Эквивалентная толщина ионосферных слоев ниже этого главного максимума порядка 60 км, а выше него - 220 км. Полное содержание электронов в вертикальном столбе атмосферы Земли с единичной площадью сечения составляет около 3·1013 частиц/см2. Приведены средние значения, поскольку они меняются для различных широт в зависимости от времени суток и сезонов. Высота и плотность определяются интенсивностью УФ излучения, которое убывает по мере прохождения атмосферы, от разряженных ее слоев к более плотным. Фактически ионосфера - это часть верхней атмосферы Земли, в которой атмосфера представляет собой частично ионизованный газ - плазму.

Ионосферные слои - это области в атмосфере, в которых достигает максимального значения концентрация свободных электронов (т.е. их число в единице объема). Электрически заряженные свободные электроны и в меньшей степени менее подвижные ионы, возникающие в результате ионизации атомов атмосферных газов, взаимодействуя с радиоволнами (т.е. с электромагнитными колебаниями), могут изменять их направление, отражая или преломляя их, и поглощать их энергию. В результате этого при приеме далеких радиостанций могут возникать различные эффекты, например, замирание радиосвязи, усиление слышимости удаленных станций, блекауты и т.п. явления.

Согласно современным представлениям ионосфера состоит из отрицательно заряженных свободных электронов и положительно заряженных ионов, в основном молекулярного кислорода O+ и окиси азота NO+. Ионы и электроны образуются в результате диссоциации молекул и ионизации нейтральных атомов газа солнечным рентгеновским и ультрафиолетовым излучением. Для того, чтобы ионизовать атом необходимо сообщить ему энергию ионизации, основным источником которой для ионосферы является ультрафиолетовое и рентгеновское излучение Солнца.

Пока газовая оболочка Земли освещена Солнцем, в ней непрерывно образуются всё новые и новые электроны, но одновременно часть электронов, сталкиваясь с ионами, рекомбинирует, вновь образуя нейтральные частицы. После захода Солнца образование новых электронов почти прекращается, и число свободных электронов начинает убывать. Чем больше свободных электронов в ионосфере, тем лучше от неё отражаются волны высокой частоты. С уменьшением электронной концентрации прохождение радиоволн возможно только на низкочастотных диапазонах. Вот почему ночью, как правило, возможен приём дальних станций лишь в диапазонах 75, 49, 41 и 31 м.

На высоте от 50 до 400 км имеется несколько слоёв или областей повышенной концентрации электронов. Эти области плавно переходят одна в другую и по-разному влияют на распространение радиоволн КВ диапазона. Верхний слой ионосферы обозначают буквой F. Здесь наиболее высокая степень ионизации (доля заряженных частиц порядка 10-4). Она расположена на высоте более 150 км над поверхностью Земли и является основным отражателем высокочастотных радиоволн КВ диапазонов. В летние месяцы область F распадается на два слоя - F1 и F2. Слой F1 может занимать высоты от 200 до 250 км, а слой F2 как бы «плавает» в интервале высот 300 - 400 км. Обычно слой F2 ионизирован значительно сильнее слоя F1. Ночью слой F1 исчезает, а слой F2 остаётся, медленно теряя до 60% степени своей ионизации. Ниже слоя F на высотах от 90 до 150 км расположен слой E, ионизация которого происходит под воздействием мягкого рентгеновского излучения Солнца. Степень ионизации слоя E ниже, чем слоя F, днём приём станций низкочастотных КВ диапазонов 31 и 25 м происходит при отражении сигналов от слоя E. Обычно это станции, расположенные на расстоянии 1000 - 1500 км. Ночью в слое E ионизация резко уменьшается, но и в это время она продолжает играть заметную роль в приёме сигналов станций диапазонов 41, 49 и 75 м.

Наименьшая концентрация имеет место в слое D, который располагается на высоте примерно 60-90 км. В ночные часы в слое D преобладает рекомбинация электронов и ионизация резко уменьшается или исчезает.

11. Задание 4. Вариант № 2

Сигнал принят через

№ варианта	f-105 Гц	tс-10-4
2	1,93	5,60

Время запаздывания , измеряемое для любой частоты ниже критической, можно перевести в действующую высоту h, считая, что волна распространяется со скоростью света до уровня отражения и обратно к земле

 км

Эта высота соответствует слою D ионосферы. Частоту отраженного сигнала можно определить по формуле

кГц

где N(h) - удельная концентрация электронов в ионосфере (м-3) на высоте h, e и m - заряд и масса электрона, B(h) - магнитная индукция на высоте h. Параметр B(h) не оказывает существенного влияния на конечный результат, даже если положить его равным нулю.

м-3

Длина отразившейся волны

м

- относится к диапазону длинных волн (600-2000 м)

Наземную радиосвязь можно осуществлять на длинах волн больших, чем 1540 м, а для связи с космическими кораблями длина волны должна быть меньше 1540 м (при заданных условиях).

13. Задание 5. Вариант № 2

Циклон - атмосферный вихрь огромного (от сотен до нескольких тысяч километров) диаметра с пониженным давлением воздуха в центре. Воздух в циклоне циркулирует против часовой стрелки в северном полушарии и по часовой стрелке в южном. Кроме того, в воздушных слоях на высоте от земной поверхности до нескольких сот метров, ветер имеет слагаемое, направленное к центру циклона, по барическому градиенту (в сторону убывания давления). Величина слагаемого уменьшается с высотой.

В замкнутой области пониженного давления воздух устремляется к центру, отклоняясь вправо в северном полушарии, влево - в южном. В центре он поднимается и растекается в стороны, тоже отклоняясь. Образуется восходящий вихрь - циклон. У поверхности это область пониженного давления с циклической системой ветров (от периферии к центру с соответствующим отклонением). Циклон может существовать только до тех пор, пока наверху происходит отток поднявшегося воздуха.

14. Задание 6. Вариант № 2

№ варианта	2
	40
G гПа/111 км	0,6
10-4 с-1	0,6

Решение

До высоты примерно 1 км скорость ветра несколько уменьшается силой трения, которая направлена в сторону, противоположную направлению движения воздуха. Трение в атмосфере - это сила, которая сообщает уже существующему движению воздуха отрицательное ускорение, т.е. замедляет движение и меняет его направление. Эта сила направлена противоположно направлению скорости. Сила трения влияет и на направление ветра. За счет трения ветер может отклоняться от направления градиентного. При уменьшении скорости ветра из-за силы трения уменьшается и сила Кориолиса, действующая на движущийся воздух. Это приводит к тому, что ветер начинает дуть в направлении, пересекающем изобары, а не вдоль них, как бывает при отсутствии трения. Поэтому, рассматривая карты погоды, легко заметить, что ветер направлен под некоторым углом к изобарам. Этот угол в зависимости от шероховатости участка земной поверхности меняется в широких пределах. Над открытым морем угол между направлением ветра и изобарами довольно мал и составляет примерно 10°. Над сушей он около 20-30°, но может достигать и 35°.

Перемещение частицы воздуха происходит под действием нескольких сил:

,

где - сила барического градиента, - кориолисова сила, - сила трения, - центростремительная сила.

Положим , т.к. она проявляется только тогда, когда траектории частиц имеют большую кривизну.

Равномерное прямолинейное движение воздуха при равновесии силы барического градиента, силы Кориолиса и силы трения называется геоптрическим ветром.

При установившейся скорости () имеем



- -

, , ,

где с-1 - угловая скорость вращения Земли.

-

Плотность воздуха можно найти следующим образом. При нормальных условиях 1 моль любого газа занимает объём V = 22,4 л/моль = 22,4-10-3 м3/моль.

Молярная масса воздуха равна М = 29 г/моль = 29-10-3 кг/моль. Плотность воздуха у поверхности тогда равна

кг/м3

 м/с

Скорость геострофического ветра при данных условиях равна (см. следующую задачу)

м/с

16. Задание 7. Вариант № 2

Геострофический ветер - это теоретический ветер, который является результатом полного баланса между силой Кориолиса и барическим градиентом. Такие условия называются геострофическим балансом. Геострофический ветер направлен параллельно изобарам (линиям постоянного атмосферного давления на определённой высоте). В природе такой баланс встречается редко. Реальный ветер почти всегда отклоняется от геострофического за счёт действия других сил (трение о поверхность Земли, центробежная сила). Таким образом, реальный ветер будет равен геострофическому, если отсутствует трение и изобары являются идеальными прямыми. Несмотря на практическую недостижимость таких условий, рассмотрение ветра как геострофического является хорошим первым приближением для атмосферы вне тропической зоны.

Воздух движется из областей с высоким давлением в область с низким давлением благодаря существованию барического градиента. Однако как только воздух приходит в движение, начинает действовать сила Кориолиса, которая возникает в результате вращения Земли и которая отклоняет поток вправо в Северном полушарии и влево в Южном полушарии. С увеличением скорости ветра увеличивается и отклонение под влиянием силы Кориолиса. Отклонение увеличивается до тех пор, пока сила Кориолиса и сила барического градиента не сбалансируют друг друга, в результате чего ветер движется уже не от области высокого давления в область низкого давления, а вдоль изобары, линии равного давления. Геострофическим балансом объясняется почему системы низкого давления (в частности циклоны) вращаются против часовой стрелки, а системы высокого давления (в частности антициклоны) по часовой стрелке в Северном полушарии (и наоборот в Южном полушарии).

испарение влажность турбулентный ветер

Установление геострофического ветра в северном полушарии.

Сила Кориолиса будет поворачивать частицу вправо, а сумма силы барического градиента и силы Кориолиса будет увеличивать скорость. По мере возрастания скорости частицы сила Кориолиса, пропорциональная скорости и, также будет возрастать, а значит, будет возрастать и ее отклоняющее действие. При этом сила Кориолиса всегда перпендикулярна скорости частицы. В точке, где частица начинает двигаться перпендикулярно барическому градиенту, СК и СБГ действуют в противоположных направлениях, и результирующая сила будет зависеть от того, какая из них окажется больше. Если это сила барического градиента, ускорение будет направлено влево от движения, возрастет скорость и возрастет и сила Кориолиса, что заставит частицу сместиться в обратном направлении. Если большей окажется сила Кориолиса, она заставит частицу отклониться больше вправо, ее скорость уменьшится, а значит, уменьшится сила Кориолиса, что вынудит частицу вернуться назад. В результате может установиться равновесие, если сила барического градиента остается постоянной в течение всего времени, пока частица движется перпендикулярно ей, а сила Кориолиса в точности равна ей по величине и противоположна по направлению. В этом случае частица не испытывает ускорения, и движение называют геострофическим. Соответствующий ветер дует параллельно изобарам, так что в северном полушарии область высокого давления остается справа от него. В южном полушарии, наоборот, область высокого давления остается слева. Сила Кориолиса равна

m - точечная масса,

- кориолисово ускорение; в квадратных скобках - векторное произведение вектора угловой скорости вращающейся системы отсчёта и вектора скорости движения точечной массы в этой системе отчета.

Барический градиент, отнесенный к единице массы, имеет размерность ускорения

-

и его сила равна

 - плотность воздуха

Модуль силы Кориолиса равен

, где - широта.

Угловая скорость вращения Земли Щ - это поворот Земли на 2р радиан относительно неподвижных звёзд за T = 23 час 56 мин (звездные сутки):

с-1

Модуль силы барического градиента равен

Таким образом, скорость геострофического ветра можно определить, приравняв величины FK и FG.

-

Теперь считаем скорость геострофического ветра для приведённых широт (в системе СИ):

= 90 (полюс)

м/с

м/с

м/с

Из полученных данных можно видеть, что скорость геострофического ветра при приближении к экватору увеличивается. Это происходит из-за уменьшения силы Кориолиса. Для экваториальной зоны это выражение не применимо, т.к. в знаменателе появляется 0, sin0 = 0.

При рассмотрении понятия геострофический ветер основывались на двух важных предположениях: изобары являются прямыми линиями и отсутствует трение. Там, где эти предположения не верны, а также вблизи экватора, где сила Кориолиса мала, ветер отличается от геострофического.

Размещено на Аllbest.ru

...