Файл: Аэромеханика и физико-химическая гидродинамика конспект лекций..pdf

сти

Л) ,

то минимальная концентрация газа

равновесна

Xf

м

равна

ур.

Ф-УцУ*.

Коэффициент извлечения при прямотоке

_

■{

± Сп

Т

у,-У?

получим,

перевернув дробь в

Яз выражения /Ѵог='у_

логарифмическом выражении (со знаком -)

и,добавив ( у,

- Уі ) и

( М-Хі-ttl-Xj) с учетом (86)

У____

/

Г г,

У

*

- Уі-Уі-i-mXi-Wi.L

ч,-чГ

J'

і~і-

Л г У<-У?-Уі+Уг+м{Х<-Хз)і

*

fl Гг т ■^ 7

• Ы

----------д

- 7 Г Х

W

- Ч> * fl-~J

отсюда

Nor=-4r&>{'<-lfa)

(169)

Nor

и, соответственно

- В - 1

(170)

Значение

ß

выражения (165) .

При

всегда

/А < О (отрицательно)

поэтому

ß

всегда

прямотскеИ8

А

положительно и изменяется от I

(Д = - оо )д о

оо при

прибли-

жающенся к нули.

р

Nctr - оо

Максимальное значение

в случае

прямотоки при

составит

при АА~\‘

f

Д

TÖ есть

Lptr>ax ~~ß

А - 1

коэффициент приближается к единице при очень больших

когда удельный расход

поглотителя велин

(большой изытон поглотителя).

5

хе распределенными' пс линии

(линейные)Ѵ или'плоскими (состоящими

из ряда

т^чочных

источников,

расположенныхвыгутри ограниченного

участка

земной

поверхности).

К, нанонец,

для теории атмосферной диффузии необходимо знать

закономерности

распространения загрязнений в воздухе

при различ­

ных метеорологических условиях.

ВЛИЯНИЕ !.ГЕТЕ0Р0І0П1Чі:СКИХ ФАКТОРОВ НА РАССЕЯНИЕ

АЭРОЗОЛЕ".

Как известно,

атмосфера Земли имеет слоистое строение. Ближай­

ший к земной поверхности слой, называемый тропосферой,

простирается

ет

влияние

на формирование и движение воздушных масс, или другими

словами, на

погоду. Взаимодействие погодных систем разных масшта­

бов

r.j-чгодит к тому, что направление и скорость ветра в любой тон­

не

непрерывно меняются во времени. Эти флунтации скорости, или

V=V_* V>,

(173)

IV-IV +^ .

Флуктуации

u \

v',

W

в зависимости

от времени

иогу.т

быть представлены в

виде

кривой, имеющей

как

положительные,

так и

отрицательнее значения.

_

(?)

Предполагая среднее

течение

^

горизонтальешм и прямолиней­

ный на некотором уровне

£

,

достаточно близком от поверхности

земли,

определим структуру среднего ветра. Очевидно,

что величина

U. должна расти с высотой

Z-

до некоторого уровня над земной

поверхностью,

тон как на поверхности она должна быть

ровна нулю.

Это

значит,

что прилежащие горилонталтдше слои воздуха должны быть

в движении относительно друг друга

и, следовательно,

должно

зависеть от вязности атмосферы.

По аналогии с законом Ньютона для молекулярной

вязности, можно

предположить,

что эффект турбулентности учитывается посредством

увеличения

коэффициента вязкости,

где

П

■

f c l r + ц Ш '

( І 7 Ч )

тангенциалыюа напряжение сдвига на единицу площади

оій

жидностиі

вотраі

оіі

вертикальный сдвиг горизонтального

коэффициенты, соответственно, молекулярной и турбулент­

№

ной вязности.

По аналогии с молекулярной диффузией у .обно определить кинемати­

ческий коэффициент турбулентной

вязкости

, как

A~<g kr

где

-

плотность

воздуха. Причем

£т имеет

ту

же размерность,

что и коэффициент нипеыатичвекой вязкости

V

,

но обі/чно на не­

сколько порядков

больше. Поэтому,

пренебрегая

молекулярной вязко­

стью,

формула

(174) перепишется

П о = № ) Ш

(175)

где

индѳнс

нуль

в

наиболее низ­

отмечает,

что формула используется

ших слоях воздуха. Будем считать,

что

Гіо

по

вертикали изменяет­

ся мало, тан

что эту величину можно считать постоянной. Тогда вер­

тикальная структура среднего

ветра

LL

как

оказывается, зависит

ческой вязности

"О , высоты над поверхностью земли

2

, плот­

ности воздуха 2

и напряжения трения ■ П о . Вертикальный градиент

средней скорости в однородном, параллельном потоке доэдуха

вблизи

подстилающей поверхности, включает свяэи между нптью

размерными