Файл: Бызова, Н. Л. Рассеяние примеси в пограничном слое атмосферы.pdf

Скачать файл
Заказать решение

ВУЗ: Не указан

Категория: Не указан

Дисциплина: Не указана

Добавлен: 23.10.2024

Просмотров: 94

Скачиваний: 0

ВНИМАНИЕ! Если данный файл нарушает Ваши авторские права, то обязательно сообщите нам.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Таблица 2.5

 

 

Значения хй\Н

и sH2

в зависимости от

м при

Л/г 0 =10 1

 

 

 

 

 

 

 

H=h

 

 

 

 

 

 

v

. . .

 

0,25

0,50

0,75

1,0

1,25

1,50

 

1,75

2,0

2,25

'2,50

XQIH

• .

.

16,5

16,0

14,0

13,0

12,0

11,0

 

10,0

9,5

9,0

8,5

sH-

. . .

 

140

158

176

193

209

225

240

255

270

283

 

 

 

 

 

 

tf=

1,5ft

 

 

 

 

 

 

v

. . .

 

0,375

0,75

1,12

1,50

1,87

2,25

 

2,62

3,0

3,38

3,75

vo/tf

. .

.

19,6

17,6

15,0

14,6

13,6

12,4

 

11,4

10,7

10,0

9,4

s№

. . .

 

160

190

200

230

240

283

304

328

346

365

 

 

 

 

 

 

H=2h

 

 

 

 

 

 

v

. . .

 

0,5

1,0

1,5

2,0

2,5

3,0

 

3,5

4,0

4,5

5,0

x0\H

. .

.

27,5

22,5

19,5

18,0

17,0

14,7

 

12,4

11,7

11,0

10,0

sH*

. .

.

16S

192

216

235

255

325

352

380

404

428

 

 

 

 

 

tf=2,5/z

 

 

 

 

 

 

 

v

. . .

 

0,63

1,25

1,88

2,5

3,13

—

 

—

—

_

_

x0H

. .

.

28,0

24,4

20,8

19,2

1S,0

-

_

—

—

—

—

s №

. . .

 

175

206

238

262

288

 

_

_

_

_

При

oy — byx имеет место соотношение

 

 

 

 

 

 

 

 

 

?(.>(,, z, „)_=

b- 9<2> ( _ L X t z ,

-

ф -

„ ) .

 

(2.93) .

Сравнение численных результатов описанных работ с результа­ тами рассмотренных выше аналитических решений (линейный рост k(z) — модель 1, k{z)—K — модель 2а при граничном усло-

вии vg

= 0

и 2 о —

при vg

=

—

I

проводилось Бызовой

(1970

6);

при этом зависимость ау

от

х

принималась

одинаковой,

соблю­

далось условие совладения средней скорости

ветра в слое

от

0 до

Я и величины kx (численная

модель и модель 1); для модели 2

принималось k\h = K. Как

и следовало

ожидать, при малых

v чис­

ленные

результаты

оказались

близкими к результатам схемы

1;

с ростом

v происходит постепенный

переход

к результатам

схе­

мы 26, а потом — 2а. Это связано с тем, что граничное условие

(2.33) при

w-*-0 приближается к условию полного отражения, а

при

несмотря на отсутствие турбулентного потока на гра­

нице, .к условию полного поглощения, поскольку гравитационный поток wq оказывается -достаточно большим. При v-» оо все ре­ зультаты сливаются. В итоге можно считать, что для высот источ­ ника менее 50 м модель с линейно растущим k[z) пригодна во всех случаях, а при достаточно больших w она может быть ис­

пользована

также и для

# > 5 0 м, так как при

этом форма про­

филя k(z)

не играет никакой роли.

 

В работах Берлянда

и соавторов (1964а) с

помощью числен­

ного метода исследовалось также влияние более сложных профи­ лей k(z) и U(z) на приземные концентрации невесомой примеси.

2.2.6. Учет

неоднородности оседающей примеси

Все приведенные

выражения выведены в предположении, что

распространяющиеся в атмосфере частицы примеси однородны по размерам. Если это условие не соблюдается, но концентрации •примеси настолько невелики, что частицы ее при диффузии не •взаимодействуют, то при расчете можно пользоваться принципом суперпозиции, разбив исходный состав на некоторое число доста­ точно однородных фракций и считая, что каждая фракция рас­ пространяется независимо. Скорость осаждения на поверхность земли и приземная концентрация в этом случае будут суммами этих величин для каждой исходной фракции.

Некоторые частные случаи расчета скорости осаждения неод­ нородной примеси для стационарной диффузии при линейно ра­ стущем и постоянном k (z) приведены в (Вызова, 1965). Неодно­ родность состава при фиксированном среднем диаметре частиц влияет в сторону приближения максимума скорости осаждения к

источнику и увеличения

максимальной

концентрации. Чем шире

распределение частиц, тем этот эффект

сильнее.

 

да

Рассеяние неоднородной примеси

с распределением частиц ви­

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

(2.94)

от

мгновенного точечного источника в случае

постоянных

Кх, Ку

и

Kz

рассматривалось

Королем

('1962 б),

А. Я. Прессманом

(1959 а и б), Каролем и Прессманом

(>1959). В этих работах по­

казано,

что при диффузии и осаждении неоднородного

аэрозоля

рассеяние облака от мгновенного точечного источника, обуслов­ ленное различием в скорости гравитационного оседания частиц, может превосходить рассеяние, вызванное вертикальной турбу­ лентностью. Приведен метод определения границ периода време­ ни (или расстояний от проекции источника), в течение которого распределение концентрации примеси у земли (а следовательно, поток примеси на уровне земли или плотность осадка) практиче­ ски не зависит от коэффициента вертикальной диффузии Кг~ Гра­ ницы этого периода зависят от Kz , высоты источника Я и пара­

метров

распределения

(2.94)

w0 и г.

Здесь да0 соответствует

мак­

симуму

распределения,

а г

характеризует

его

ширину — чем

больше г,

тем состав

ближе

к однородному.

Период

сужается

с ростом

Кг

и уменьшением

Я. Если

г достаточно велико, то та­

кой период исчезает совсем.

 

 

 

 

 

 

В работе А. Я- Прессмана и Ю.

3. Соминского

(1971)

по­

казано, что при

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

г » ^ - ,

 

 

 

(2.95)

 

ШП1

I

 

 

 

 

 

 

о

где v 0 = — - — , можно

пользоваться

выражением

для

однородной

примеси со скоростью оседания wQ.

 

 

 

 

61

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Если при Этом 6 г > 1 , то погрешность не . будет

заметна до

очень больших расстояний. Если же 6 г < 1 , то при

 

x>xw—

"(2.96)

vo

 

введение поправки может оказаться необходимым. Для случаев, когда неравенство (2.95) не выполняется, приведены асимпотические выражения, в которых существенную роль играет параметр распределения г.

Легко показать, что результаты Прессмана и Сомипского (1971) обобщаются на случай стационарного источника при

 

Г Л А В А 3

 

ХАРАКТЕРИСТИКИ

СОСТОЯНИЯ

АТМОСФЕРЫ

Рассеяние примеси, тем

или. иным способом попавшей в атмо­

сферу, в очень сильной степени зависит от

характера движений

атмосферного воздуха. Направление ее распространения опреде­ ляется направлением ветра, первоначальное разбавление — ско­ ростью уноса от источника, т. е. скоростью ветра. Таким образом, скорость и направление ветра в слое распространения — это пер­ вые параметры, которые необходимо знать при расчетах рассея­ ния примеси.

Кроме этих простых характеристик, необходимо знать более

сложные — корреляционные

функции BL(T:), коэффициенты тур­

булентной диффузии k(z).

Эти характеристики или заменяющие

их более простые могут быть определены с помощью непосредст­ венных измерений, «ли же через более легко измеряющиеся ме­ теорологические характеристики. На рис. 3.1 схематически пока-

K(Z))U(Z)

Ktz);V(z\

<иг>а

М

м

Рис. 3.1. Схема расчета наземных

концентраций примеси

по

метеорологическим

параметрам:

/ — по исходным

основным метеорологическим параметрам; 2 —

по упрощенным метеорологическим характеристикам. в двойной рамке — измеренные величины

63

заны соотношения между различными способами определения на­

земных концентраций,

условно

обозначенных

как

q(x) и р(х).

Расчетный путь 1, если

считать

k(z), U(z) и

B L (т)

известными,

был рассмотрен в гл. 2, однако непосредственное оперативное из­ мерение k(z) и BL ( Т ) представляет собой, практически неразре­ шимую задачу. В главах 1 и 2 показано, что достаточно знать бо­ лее простые характеристики — средние в слое от 0 до высоты

источника

k(z) и

U(z) для вертикальной

диффузии,

масштабы

T i > X L '

R L — д л я

горизонтальной. В свою

очередь эти

последние

характеристики могут определяться через эйлеровы характерис­ тики пульсаций < ы 2 > и е.

В настоящей главе рассматриваются связи всех этих харак­ теристик с более просто измеряемыми метеорологическими, в пер­ вую очередь, с характеристиками устойчивости приземного и по­ граничного слоя атмосферы.

3.1. Способы

определения

устойчивости нижнего

 

слоя

атмосферы

 

 

3.1.1. Параметры

устойчивости

приземного

и

пограничного

 

слоя

атмосферы

 

 

В соответствии с

общепринятой

терминологией

пограничным

слоем атмосферы будем называть слой, в котором

непосредствен­

но проявляются силы трения

(механического

взаимодействия с

подстилающей поверхностью), а приземным — слой постоянного касательного напряжения и потока тепла. Для суждения о дина­ мическом и термическом состоянии приземного и пограничного слоя атмосферы служат параметры устойчивости. Локальная ус­

тойчивость, как известно, определяется числом

Ричардсона

гра­

диентным

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

(3.1)

(g — ускорение

силы тяжести,

Т0—абсолютная

температура,

дЪ

дТ

 

 

 

 

 

=

— fa — градиент

потенциальной температуры,

уа —

dz

dz

 

 

 

 

 

адиабатический

градиент

температуры) или динамическим (через

поток тепла Е и касательное напряжение F)

 

 

 

 

Rf =

-

 

 

(3.2)

п л

между которыми имеется связь a'Ri = Rf, где <х' = ^—- — отноше-

ние коэффициентов турбулентного обмена для тепла и для коли­

чества

движения

(Монин, Яглом,

1965).

Локальные

параметры

Ri и Rf внутри пограничного слоя

атмосферы меняются с высо­

той, и поэтому неудобны

для суждения о характере устойчивости

всего

пограничного

или

приземного

слоя

в целом. Для

этой цели

в приземном слое используют масштаб приземного слоя атмосфе­

ры (высоту

динамического подслоя) (Монин, Обухов, 1954; Мо­

нин, Яглом,

1965)

1

 

 

 

V3

L = = ' <?Ri

\

= . ,

g !

* Ей ^ '

dz

Jz=Za

 

У. • Т0

\

а в пограничном — безразмерный

параметр

„ = A

= J g L .

 

Здесь

 

 

 

 

( 3 - 3 )

(3.4,

 

 

А = ^ -

 

(3.5)

масштаб

пограничного

слоя атмосферы,

/=2cosi'mp —

параметр

Кориолиса, Е0 и F0 — приземные значения потока тепла и каса­

тельного

напряжения

соответственно,

и # — скорость

трения.

(С. С. Зилитинкевич, 1970). Как L , так и ц широко используются в научных исследованиях. Они включают в себя все независимые параметры стационарного приземного и пограничного слоя атмо­ сферы и благодаря этому могут применяться при сравнении ре­ зультатов измерений, проведенных на различных широтах, при различной подстилающей поверхности, если соблюдаются основ­

ные гипотезы, положенные в основу теории.

 

 

Вместо параметра р, для

характеристики

пограничного

слоя

пользуются также

«внешним»

параметром

(Зилитиикевич,

1970)

 

 

 

S=

g

h K %

,

 

(3.6)

 

 

 

 

TofUe

 

 

 

где Ад

Ф — разность потенциальной

температуры на верхней и

нижней

границах

пограничного

слоя,

Us — скорость геострофиче­

ского ветра. Между S и ц имеется

связь

 

 

 

 

 

 

;

T:,S

 

 

(3.7)

 

 

 

 

Дд&С

 

 

 

 

 

 

 

 

 

где

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

Т* =

- — ^

 

 

(3.8)

65

Смотрите также файлы