Температурная стратификация

Здесь А — коэффициент, зависящий от температурной стратификации атмосферы для неблагоприятных метеорологических условий, определяющий условия вертикального и горизонтального рассеивания вредных веществ в атмосферном воздухе. Принимаются следующие значения А для субтропической зоны Средней Азии — 240 для Казахстана, Нижнего Поволжья, Кавказа, Молдавии, Сибири, Дальнего Востока и Северо-Запада европейской территории СССР, Среднего Поволжья, Урала и Украины—160 для европейской части Центра СССР—120 М — количество вредного вещества на ТЭС, выбрасываемого в атмосферу, г/с. С учетом суммирования выбросов серы и азота [c.259]

Температурная стратификация характеризуется малой разностью плотностей 0,005 по глубине потока, химическая — несколькими [c.214]

При оценке устойчивости течений с химической стратификацией нельзя отдать предпочтение ни (15.26), ни (15.27) они дают близкие результаты. Для течений с температурной стратификацией формула (15.27) более точна, так как она учитывает неоднородность жидкости по вязкости [c.220]

Для дымовых труб ТЭС и котельных коэффициент я = 1 — коэффициент, зависящий от температурной стратификации атмосферы. [c.593]

Смена формы неустойчивости тесно связана с наличием физически различных механизмов, о которых говорилось в предыдущем параграфе. В рэлеевской области ответственными за неустойчивость являются пространственные возмущения кризис этих возмущений связан с неустойчивой температурной стратификацией и не зависит от основного течения жидко- [c.60]

При малых числах Прандтля неустойчивость обусловлена гидродинамическим механизмом (неподвижные вихри на границе встречных потоков). При Рг = О критическое число Грасгофа Сг = 495, что, естественно, совпадает с точкой потери устойчивости изотермического течения с кубическим профилем. С ростом числа Прандтля имеет место сильная стабилизация гидродинамической моды, физический механизм которой понятен при конечных Рг в области образования вихрей имеется устойчивая температурная стратификация, затрудняющая их развитие. [c.205]

Под нейтральной температурной стратификацией следует понимать распределение температуры, при котором ее вертикальный градиент йТ (1г точно совпадает с адиабатическим градиентом Оа, определенным в п. 2.3. Действительно, только при этом условии вертикальные перемещения элементов среды не будут сопровождаться ни затратой, ни освобождением потенциальной энергии. Поскольку, однако, характерные значения вертикальных градиентов температуры в нижних десяти-пятнадцати метрах земной атмосферы почти на два порядка превосходят величину Оа, отличием этой величины от нуля чаще всего можно пренебречь. С этим обстоятельством связано также и то, что в приземном слое обычно можно не различать обычную температуру Т и потенциальную температуру 0, описываемую формулой (211). Поэтому в дальнейшем будем говорить [c.370]

Мы видим, что при теоретическом анализе турбулентных процессов в приземном слое атмосферы надо учитывать наличие вертикальной температурной стратификации и связанного с ней вертикального турбулентного потока тепла. В то же время горизонтальной неоднородностью подстилающей поверхности, всегда в какой-то мере имеющейся в реальной атмосфере, естественно на первых порах пренебречь. В самом деле, можно надеяться, что по крайней мере в случае сравнительно ровной подстилающей по> верхности, характер которой не меняется на протяжении достаточно большой области, эта неоднородность не будет играть большой роли. Поэтому в дальнейшем мы будем рассматривать упрощенную модель турбулентности в жидкости, заполняющей полупространство над бесконечной однородной плоской поверхностью г = 0 с постоянной шероховатостью го (высотой вытеснения учет которой сводится к сдвигу начала отсчета значений г, мы в дальнейшем для простоты также будем пренебрегать). В соответствии с этим в настоящей главе мы всегда будем предполагать, что все одноточечные осредненные характеристики гидродинамических полей зависят только от вертикальной координаты -г. [c.372]

То, что уравнение (8.61) не может быть точным, следует, в частности,, из соответствия этого уравнения физически мало естественному предположению о независимости масштаба турбулентности 1 на высоте z от температурной стратификации. Если же предположить, что [c.402]

Перечисленные результаты кажутся вполне правдоподобными но на самом деле они не согласуются с эмпирическими данными, полученными при многочисленных полевых исследованиях диффузии в приземном слое воздуха. Например, опыты показывают что наземная концентрация примеси, создаваемой стационарным точечным источником, при безразличной температурной стратификации убывает при удалении от источника приблизительно пропорционально (согласно Саттону (1958)—пропорцио- [c.571]

При характеристике температурных условий в водных объектах учитывают сезонные изменения температуры воды, сроки ледостава и вскрытия льда, длительность открытого периода, время, длительность и интенсивность развития температурной стратификации. При необходимости учитывают суточные колебания температуры. [c.190]

Примечание. Различают прямую температурную стратификацию, которая характеризуется понижением температуры с глубиной, и обратную температурную стратификацию, когда температура повышается с увеличением глубины [c.228]

Структура земной атмосферы по своим физическим свойствам неоднородна как по вертикали, так и по горизонтали, хотя горизонтальная неоднородность проявляется значительно слабее. В соответствии с характерной температурной стратификацией атмосферы ее принято делить на тропосферу, стратосферу, мезосферу и термосферу. Промежуточные тонкие переходные слои называются тропопаузой, стратопаузой и мезопаузой. [c.7]

Важной характеристикой температурной стратификации атмосферы является так называемое число Ричардсона [32] [c.112]

В случае неустойчивой температурной стратификации, как показано в работе А. С. Монина [3G], при а - О / (.т) а и Ф [х) — х . В этом случае функция / х) имеет максимум при Xf = 1,01, а функция ж ф (х) при = 0,46. [c.116]

Уже первые измерения структурных функций О, (г) и От (г) в атмосфере позволили определить характерные значения пульсаций скорости ветра и температуры в приземном слое атмосферы. Случайная разность скоростей Дув двух точках, располагающихся на одной высоте г на расстоянии г друг от друга порядка г — 0,52, имеет характерное значение Д у — у,. Для грубой оценки у, можно использовать формулу у, 0,1вг=2ли где — средняя скорость ветра на высоте 2 лi. Таким образом, характерное значение Ду имеет порядок нескольких десятков см/сек. Аналогичная величина ДГ для температурного поля сильно зависит от температурной стратификации и может достигать 1° С. Характерная величина е в приземном слое атмосферы составляет [c.118]

В этой формуле А — коэффициент, зависящий от температурной стратификации атмосферы, сек / , град . Для Средней Азии, Казахстана, Нижнего Поволожья, Кавказа, Сибири и Дальнего Востока Л =200 для севера и северо-запада Европейской территории СССР, Среднего Поволжья, Урала и Украины Л = 160 для центральной части Европейской территории СССР Л = 120. [c.214]

Эти области нередко называют стяни скачка плотности, а для температурной стратификации — термоклинами. Следует оговорить некоторую неточность такого определения. Толщина термоклина, или ачоя скачка плотности, намного превосходит, как правило, толщину слоя вязкого течения. [c.215]

Температурная стратификация 214 Температурное расширение 7 Теория Прандтля — Толмина 199, 200 [c.276]

В этом и следующем параграфах обсуждается влияние ria устойчивость конвективного течения вертикальной стратификации, создаваемой наклоном слоя. В наклонном слое, границы когорого поддерживаются при разных температурах, градиент температуры имеет вертикальную составляющую. Если нагретая плоскость расположена сверху, то возникает потенциально устойчивая стратификация, оказывающая, в общем, стабилизирующее действие. Если же более высокую температуру имеет нижняя плоскость, то создается потенциально неустойчивая стратификация. Поэтому, кроме двух механизмов неустойчивости, рассмотренных в 4, при достаточно большом градиенте температуры появляется еще один - конвективный (рэлеевский) механизм, обусловленный подогревом снизу. При этом имеет место существенное взаимовлияние механизмов неустойчивости наличие температурной стратификации меняет условия развития гидродинамических возмущений и тепловых волн в то же время на фоне движущейся жидкости конвективная неустойчивость развивается не так, как в равновесии. [c.47]

Эмпирические данные о профилях температуры и, особенно, концентрации пассивной примеси в турбулентных течениях вдоль плоской стенки являются более бедными, чем данные о профилях скорости в таких же течениях, поэтому и экспериментальные материалы, подтверждающие формулу (6.85), менее обширны, чем те, которые можно использовать для проверки логарифмической формулы (6.22) для профиля средней скорости. Измерения профилей средней температуры в атмосфере вблизи Земли, многократно проводившиеся метеорологами, мало пригодны для этой цели, так как в приземном (или приводном) слое воздуха при наличии заметного изменения средней температуры с высотой (т. е. при термической стратификации, отличной от нейтральной) значительную роль играет архимедова сила, не позволяющая рассматривать температуру как пассивную примесь (подробнее об этом см. в IV разделе). Более подходящими для этой цели могут быть данные тщательных измерений профилей влажности (т. е. концентрации водяного пара) в приземном или приводном слое атмосферы однако данных таких измерений пока имеется не слишком много. Тем не менее практически все достаточно аккуратные измерения профилей влажности над сушей и морем при близкой к нейтральной температурной стратификации (один из первых среди них принадлежат Паскуилу (1949) и Райдеру (1954)) показывают, что в этих условиях указанные профили хорошо описываются логарифмическими формулами на заметном [c.290]

Смысл этой величины можно уяснить, заметив, что при наличии пульсаций плотности р на турбулентные элементы действует архимедова сила — р , так что В есть средняя работа архимедовой силы при турбулентных перемещениях элементов жидкости. Таким образом, величина В описывает взаимные превращения кинетической энергии турбулентности и потенциальной энергии вертикального столба жидкости непостоянной плотности в поле тяжести. Особенно существенную роль играют такие взаимные превращения в случае вертикально стратифицированной жидкости с переменной по высоте средней плотностью (например, в атмосфере при отличной от безразличной температурной стратификации или в море со стратификацией солености). Если вертикальная стратификация жидкости устойчива, то вертикальные перемещения турбулентных элементов сопровождаются затратой энергии на работу против архимедовых сил, так что 5 < О (заметим, что при устойчивой стратификации плотность убывает с высотой, и пульсации плотности и вертикальной скорости, очевидно, будут иметь положительную корреляцию). В случае неустойчивой стратификации, наоборот, при вертикальных перемещениях турбулентных элементов работа архимедовых сил совершается за счет потенциальной энергии стратификации и приводит к росту энергии турбулентности в этом случае 5 > О (корреляция [c.352]

Полученные результаты позволяют описать вертикальную диффузию в приземном слое воздуха при любой температурной стратификации. Что же касается учета горизонтальной диффузии, то простейший метод заключается в том, что скорость ветра и (г) и коэффициенты Кхх( ) и КууЩ приближенно заменяются постоянными С/ср, (Я хх)ср И ( уу)ср, рзвными средним значениям соответствующих функций от I между верхней и нижней границами получающегося облака примеси (которые можно рассчитать по функции 0оо( . 0)- этом концентрация (Х, У, 2, 1), отвечающая мгновенному точечному источнику с производительностью С в точке (О, О, Н) в момент времени t=to, в первом приближении представляется в виде [c.573]

Верхний, наиболее интенсивно пере.адеши-ваемый слой водоема, в пределах которого наблюдается го.мотермия или слабо выраженная температурная стратификация [c.229]

Согласно номенклатуре, принятой Комиссией по аэрологии Всемирной метеорологической организации (ВМО) в 1961 г., земная атмосфера по характеру температурной стратификации делится на пять основных слоев тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу и экзосферу и четыре переходных слоя тропо- [c.14]

Рассмотрим также структуру температурного поля в приземном слое атмосферы. Полученные выше выражения относились к случаю, когда влиянием архимедовых сил на динамику потока можно было пренебречь. Это означает, что температурная стратификация соответствует безразличному равновесию. Как мы установили в предыдущем параграфе, при вертикальных адиабатических смещениях элементарного объе.ма воздуха его температура меняется по закону Т = Т — Va z. Поэтому для того, чтобы при таких смещениях не возникали архимедовы силы, необходимо, чтобы температура окружающей среды в точке, куда сместился рассматриваемый объем, также была равна — ya -z. Отсюда следует, что при безразличной температурной стратификации профиль температуры описывается линейным законом Т (z) = = Tq — yaZ. В этом случае температурные флуктуации отсутствуют, так как величина + у , входящая в формулу (10.15), обращается в нуль. [c.108]

Рассмотрим температурную стратификацию, слабо отличающуюся от безразличной. В этом случае в первом приближении влиянием архимедовых сил на турбулентный режим можно еще [c.108]

Смотреть страницы где упоминается термин Температурная стратификация : [c.91] [c.337] [c.526] [c.240] [c.526] [c.336] [c.41] [c.259] [c.337] [c.213] [c.219] [c.371] [c.382] [c.407] [c.444] [c.449] [c.572] [c.584] [c.228] [c.110] [c.112] [c.115] [c.116] [c.130]

Энциклопедия по машиностроению XXL

Оборудование, материаловедение, механика и ...