Технология защиты окружающей среды (теоретические основы). Ветошкин А.Г - 141 стр.

UptoLike

ВУЗ: 

ПГУ | Пенза

Составители: 

Рубрика: 

Ri = (g l/u
2
)(Δρ/ρ) = - (g l/u
2
)β ΔT, (4.9)
где β - термический коэффициент объемного расширения, К
-1
; Рr
т
- турбу-
лентное число Прандтля (Рr
т
≈ 0,7); l - размер объекта, например, толщина
облака или слоя атмосферы, м; Δρ = ρ - ρ
0
- разность плотностей воздуха на
высоте z и у поверхности земли, кг/м
3
.
Величина градиента dT/dz определяет температурную стратификацию
(расслоение) по высоте атмосферы. Если перенос тепла по вертикали отсут-
ствует, то атмосфера находится в состоянии равновесной (безразличной)
стратификации. Соответствующий такому состоянию градиент. называемый
адиабатическим dT/dz = g/c
p
, равен, примерно, 1 К на 100 м высоты.
При dT/dz > g/c
p
(сверхадиабатический градиент) состояние атмосферы
неустойчиво, тепловые потоки способствуют развитию конвекции в верти-
кальном направлении и усилению турбулентного обмена. Если градиент тем-
пературы положителен, то имеет место устойчивая стратификация, называе-
мая температурной инверсией. Такая ситуация способствует подавлению
конвективного движения и ослаблению турбулентности. Высота слоев при-
земной инверсии может колебаться от десятков до сотен метров.
Значение градиента температуры изменяется в течение суток и по сезо-
нам и зависит от радиационного баланса подстилающей поверхности. При
наличии ветра движение в случае неустойчивой стратификации будет также
неустойчивым; в случае устойчивой стратификации характер вертикального
конвективного движения определяется значением числа Ричардсона.
В приземном слое атмосферы
D
x
= D
1
(z/z
1
)(1 – Ri
m
)
1/2
, (4.10)
где D
1
- значение D
z
на высоте z
1
= 1 м при равновесных условиях, м
2
/с; Ri
m
-
среднее по высоте приземного слоя значение числа Ричардсона.
Профиль скорости ветра описывается формулой
u = u
1
[lg(z/z
0
)/lg(z
1
/z
0
)], (4.11)
где u
1
- скорость ветра на высоте z
1
, м/с; z
0
- шероховатость подстилающей
поверхности (z
0
≈ 0,01 м).
Решение уравнения (4.4) с использованием соотношений (4.10), (4.11)
возможно только численным методом. Аналитическое решение может быть
получено с помощью упрощенных зависимостей:
u = u
1
.
z
α
; (4.12)
D
x
= D
1
.
z
β
; (4.13)
D
y
= l
0
.
u, (4.14)
где α и β - безразмерные параметры, подобранные из условия наилучшего
соответствия фактических и расчетных профилей скорости ветра и коэффи-
циента обмена (обычно α ≈ 1, β ≈ 0,15); l
0
- характерный размер, который
также подбирается из условия соответствия опытным данным. Значение l
0
со-
ставляет 0,1…1 м и зависит от степени устойчивости атмосферы. При неус-
       Ri = (g l/u2)(Δρ/ρ) = - (g l/u2)β ΔT,                      (4.9)
где β - термический коэффициент объемного расширения, К-1; Рrт - турбу-
лентное число Прандтля (Рrт ≈ 0,7); l - размер объекта, например, толщина
облака или слоя атмосферы, м; Δρ = ρ - ρ0 - разность плотностей воздуха на
высоте z и у поверхности земли, кг/м3.
     Величина градиента dT/dz определяет температурную стратификацию
(расслоение) по высоте атмосферы. Если перенос тепла по вертикали отсут-
ствует, то атмосфера находится в состоянии равновесной (безразличной)
стратификации. Соответствующий такому состоянию градиент. называемый
адиабатическим dT/dz = g/cp, равен, примерно, 1 К на 100 м высоты.
     При dT/dz > g/cp (сверхадиабатический градиент) состояние атмосферы
неустойчиво, тепловые потоки способствуют развитию конвекции в верти-
кальном направлении и усилению турбулентного обмена. Если градиент тем-
пературы положителен, то имеет место устойчивая стратификация, называе-
мая температурной инверсией. Такая ситуация способствует подавлению
конвективного движения и ослаблению турбулентности. Высота слоев при-
земной инверсии может колебаться от десятков до сотен метров.
     Значение градиента температуры изменяется в течение суток и по сезо-
нам и зависит от радиационного баланса подстилающей поверхности. При
наличии ветра движение в случае неустойчивой стратификации будет также
неустойчивым; в случае устойчивой стратификации характер вертикального
конвективного движения определяется значением числа Ричардсона.
     В приземном слое атмосферы
             Dx = D1 (z/z1)(1 – Rim)1/2,                   (4.10)
где D1 - значение Dz на высоте z1 = 1 м при равновесных условиях, м2/с; Rim -
среднее по высоте приземного слоя значение числа Ричардсона.
     Профиль скорости ветра описывается формулой
             u = u1[lg(z/z0)/lg(z1/z0)],                   (4.11)
где u1 - скорость ветра на высоте z1, м/с; z0 - шероховатость подстилающей
поверхности (z0 ≈ 0,01 м).
     Решение уравнения (4.4) с использованием соотношений (4.10), (4.11)
возможно только численным методом. Аналитическое решение может быть
получено с помощью упрощенных зависимостей:
               u = u1.zα;                               (4.12)
               Dx = D1.zβ;                              (4.13)
               Dy = l0.u,                               (4.14)
где α и β - безразмерные параметры, подобранные из условия наилучшего
соответствия фактических и расчетных профилей скорости ветра и коэффи-
циента обмена (обычно α ≈ 1, β ≈ 0,15); l0 - характерный размер, который
также подбирается из условия соответствия опытным данным. Значение l0 со-
ставляет 0,1…1 м и зависит от степени устойчивости атмосферы. При неус-

Страницы