НАУЧНЫЕ СТАТЬИ
Гидрометеорология и экология № 4 2010
УДК 551.515:532.5.18
РЕШЕНИЕ ЗАДАЧИ О РАСПРЕДЕЛЕНИИ КОНЦЕНТРАЦИИ ПЕРЕНОСИМОГО ВЕТРОМ ПЕСКА ПО ВЫСОТЕ В ПРИЗЕМНОМ
СЛОЕ ВОЗДУХА
Канд. техн. наук И.Г. Гуршев
Канд. физ.-мат. наук О.Е. Семёнов
Приводится решение уравнения турбулентной диффузии тяжелой примеси для определения вертикального профиля концентрации песка в ветропесчаном потоке. Полученная функция для его описания в пограничном слое ветропесчаного потока
C(z) = Azb exp(- az) переходит, при выполнении определенных условиях, в известный профиль для концентрации примеси в приземном слое атмосферы при пыльных бурях Баренблатта-Голицына
C(z ) = q(z/zi )~ß.
Для простоты решение поставленной задачи рассмотрим для стационарного плоского потока в двухмерной системе координат, в которой ось ОХ имеет положительное направление по направлению вектора скорости ветра и проходит по песчаной поверхности. Вертикальная ось О2 направлена вверх от поверхности частиц песка. Ось ОУ перпендикулярна осям ОХ и OZ. Начало системы координат находится на поверхности верхнего слоя частиц.
В работах [5, 6] экспериментально показано существование двух различных зависимостей для описания вертикального распределения массовой концентрации C(z ) частиц песка в пограничном слое ветропесчаного потока. В слое воздуха до некоторой высоты z1 вертикальное распределение концентрации песка описывается функцией
C(z ) = Azb exp(- az), причем A, b , a - определяются параметрами ветропесчаного потока, z -координата. Выше этого слоя концентрация песка аппроксимируется степенной функцией
C(z ) = Ci (zM )-ß ,
30
w
где С1 - концентрация песка на высоте г1, Ь -функция отношения -,
где wg - скорость гравитационного падения частиц песка, и* -динамическая скорость [1, 3, 5, 6].
Пульсации давления над песчаной поверхностью создают вертикальные потоки воздуха с начальной постоянной скоростью w0, не зависящей от координат х, г.
В дальнейшем предполагаем, что изменение вертикальной скорости таких потоков происходит по зависимости
г _
w = Wo - С2г = Wo - Сх — = Wo - С2Хо ~ , (1)
Хо
где С2 - постоянная с размерностью, обратной времени; х0 - средний геометрический размер частиц песка на поверхности [6], г - координата по оси О2; г - безразмерная координата.
Из зависимости (1) вытекает, что такое распределение скорости потока воздуха действует в слое определенной высоты. Высота слоя воздуха 21, в котором выполняется предложенное равенство (1),
~ w
определяется условием w = 0, из которого находим = —— . Это
С2 Х0
согласуется с экспериментально обнаруженным существованием слоев ветропесчаного потока с различными закономерностями распределения концентрации песка по вертикали [5, 6].
Для решения поставленной задачи воспользуемся уравнением турбулентной диффузии, записанного для плоскости X О 2 [3]
ЭС ( \ЭС Э („ дС)
"аХ^-^Э^зС } (2)
где и, w - компоненты скорости ветра вдоль координатных осей ОХ, О2; wg - скорость гравитационного падения частиц песка; С - массовая концентрация тяжелой примеси; Кс - коэффициент турбулентности для примеси; 2 - координата.
Так как скорость wg зависит от размера частиц песка [6], а не от
координат, то слагаемые в левой части уравнения (2) можно представить следующим образом
31
и
ЭС ЭиС „Эн
и-=--С — , (3)
Эх Эх Эх
( )ЭС Э ( ) Э(м - ^) Э( ) гЭм
м - )-= — М - ^ )С - С-— = — м - ) С - С —. (4)
У Эг Эг Эг Эг Эг
Таким образом, уравнение (2) имеет вид
ЭнС + -СГЭи + 3^ = _Э_(к ЭС) (5)
Эх Эг ^ Эх Эг) Эг ^ с Эг
.Для дальнейших рассуждений используем уравнение неразрывности среды. Уравнение неразрывности для несжимаемой жидкости имеет вид Эн Эу Э^ „ ЭУ _ _
--I---I--= 0 , которое при — = 0, преобразуется в равенство
Эх Эу Эг Эу
Эи Э^
--I--= 0 . Таким образом, мы получаем в уравнении (5) в третьем
Эх Эг
слагаемом один из множителей равным 0, т.е. все третье слагаемое в левой части равенства (5) равно 0.
Как следует из уравнения (2) величина С является функцией координат х и г .В проекции уравнения (5) на ось О2 произведение и(х,2)С(х,е) в уравнении (5), ввиду того, что измерения проводятся в начале системы координат (х=0) и вдоль оси О2, становится таким: иС=и(0,2)С(0,2). Следовательно произведение является функцией координаты г.
„ Эн С _
Тогда-= 0 в силу независимости координат х и г .
Эх
В итоге получаем следующее равенство
Н (" ' ) С = ± (к. НС 1. (6)
После интегрирования уравнения (6) имеем такие равенства
(м - ^ )С=кс*С+Сз,
НС (м - м ) С
— -^С + С = 0, (7)
ёг Кс К с
где С3 - постоянная интегрирования.
Уравнение (7) является линейным дифференциальным уравнением первого порядка. Его решение известно [2]. В нашем случае будем искать
32
частное решение уравнения (7), которое можно определить, если принять С3 = 0, т.е. будем решать следующее уравнение
(С (ж — ж )
— — ±-—С = 0, (8)
dzKc
при выполнении граничных условий: z = 0 , С = 0 .
В соответствии с работой [6] вводим безразмерные координаты
~ = z/x0 , С = С/Ст , при этом Ст наибольшая концентрация частиц песка на некоторой высоте z. Необходимо также иметь в виду, что величина Ст принимается постоянной. Однако необходимо отметить, что Ст может зависеть от многих других переменных, а не только от координат.
Использование безразмерных координат позволяет преобразовать уравнение (8) и получить такие выражения
С dC (ж — ж ) ~
----Р-Ст ' С = 0,
х( Кс
dC № — ж )• С
— К - = 0. (9)
х0(~ Кс При выводе уравнения (9) было учтено, что Ст Ф 0 .
Относительно коэффициента турбулентной диффузии для примеси Кс считаем, что эта величина пропорциональна коэффициенту турбулентной диффузии для количества движения К воздушного потока, т.е. Кс = ЬК (Ь - безразмерная постоянная). Известно, что в приземном слое воздуха величина К является линейной функцией координаты z .
К = к • и* • z = к • и* • х0 • ~,
где к = 0,4 - постоянная Кармана, и* - динамическая скорость. Используя предположение (1) находим равенства
ж — — № С2
Кс Ьки* х^ Ьки* '
(10)
С С
^ ж — ж С х ^
0 ^2Л0
Ь ки„ ~ Ь ки,
(Е. (11)
Из имеющихся постоянных можно составить постоянную величину, имеющую размерность, обратную времени, т.е. величину
33
w
я/х0 . Допустим, что постоянная С2 пропорциональна т.е.
С2 = Л1- (Л1 - безразмерная постоянная). Введем обозначения для
х
групп постоянных, т.е.
В =
м0 - Wg Ьки„
Б
С7х, Лlwgxo
Ькн* Ьх0кн*
Е^, е = А,
и* Ьк
так как считаем величину динамической скорости н* постоянной для данных метеорологических условий.
wg (м0/wg )-1
Величину В можно представить так: В = N—— , N =--—--.
н* Ьк
Отметим, что постоянные В и Б являются так же безразмерными. Значит уравнение (11) преобразуется к такому виду
НС = (В - Ем? 1
С I ~ н
Нг .
Интегрирование уравнения (12) дает зависимость
1п С = В 1п~
+ С4,
(12)
(13)
где С4 постоянная интегрирования.
Выбираем её в виде С4 = 1п С5 и получаем такие соотношения
, С . ~в ЕМ? ~ 1п— = 1пг---г ,
С
н
С = С5гВ ехр
( 1
С = С С
^ т
( г 1
V х0)
V
В ( ехр -
V
г
Л
н* х,
с = С С
^ т
( г 1 н*
V х0)
ехр
0 ) 1
н х.
0 )
(14)
Полученная зависимость (14) удовлетворяет вышеупомянутым граничным условиям. Найденная формула (14) по структуре выражения совпадает с экспериментально обнаруженными распределениями
н
*
н
*
34
концентрации песка по вертикали в пограничном слое ветропесчаного потока в аэродинамической трубе и в полевых условиях [5, 6].
Рассмотрим следствие, вытекающее из зависимости (14). При полном отсутствии вертикальных воздушных потоков в условиях нейтральной стратификации атмосферы имеем ж = 0, подавлении вертикальных воздушных потоков в приповерхностном слое воздуха имеем ж = 0, ж0 = 0, А1 = 0. Применение этих условий к формуле (14) дает ж
В =--, Е = 0 . В этом случае зависимость (14) становится такой
Ьки„
С = С С
^ т
^ Z ^
Ьки,
. (15)
Для высоты z1 зависимость (15) будет иметь следующий вид
V х0
( z Л С = С С -
V х0
Поделив равенство (15) на равенство (16), получим
Ьки*
С_
С
( „X —
z
V ^ )
Ьки*
(16)
(17)
где С1 - концентрация песка на высоте z1.
Таким образом, зависимость (14) переходит в степенную функцию (17). В заключение отметим, что зависимость (17) имеет достаточное теоретическое обоснование [1, 4, 7]. Следовательно, в приземном слое атмосферы во время песчаной бури могут существовать два слоя воздушнопесчаного потока с различными вертикальными распределениями концентрации песка.
СПИСОК ЛИТЕРАТУРЫ
1. Баренблатт Г.И., Голицын Г.С. Локальная структура развитых пыльных бурь. - М.: Изд-во МГУ, 1973. - 44 с.
2. Бронштейн И.М., Семендяев К.А. Справочник по математике для инженеров и учащихся ВТУЗов. - М.: Наука, 1981. 720 с.
3. Гидрометеорологические проблемы Приаралья / Под ред. Г.Н. Чичасо-ва. - Л. Гидрометеоиздат, 1990. - 277 с.
35
4. Прандтль Л. Гидроаэродинамика. -2-е изд. Пер. с нем. - М.: Изд-во иностр. лит-ры, 1955. - 575 с.
5. Семенов О.Е. О массовой концентрации частиц песка в пограничном слое ветропесчаного потока // Гидрометеорология и экология. - 2009. - №2. - С. 7-27.
6. Семенов О.Е. О физическом содержании параметров профилей массовой концентрации частиц в пограничном слое ветропесчаного потока // Гидрометеорология и экология. - 2010. - №1. - С. 11-21.
7. ВагепЫай G.I., Golitsyn G.S. Ьоса1 structure of Маtyгe Dust Storms // J. of the Atmospheric Sciences.- 1974 - Vol. 31, № 7. - Р. 1917 - 1933.
КазНИИЭК, г. Алматы
ЖЕР БЕТ1НДЕГ1 АУА ЦАБАТЫ БИШГШДЕ ЖЕЛМЕН АУЫСАТЫН Ц¥М КОНЦЕНТРАЦИЯСЫН БвЛШЕКТЕУ МАЦСАТЫН ШЕШУ
Физ.-мат. гылымд. канд. И.Г. Гуршев Физ.-мат. гылымд. канд. О.Е. Семенов
К$мдыжел агынындагы щум концентрациясыныц тгк профилт аныщтауга арналган ауыр щоспалардыц турбулентт1 диффузиясы тецдеутщ шешгмг келтгрыген. К^мдыжел агыныныц шекаралыщ щабатындагы оны сипаттау ушгн алынган функциясы
C(z) = Azb exp(- az) белгт 6ip жагдайды орындаганда Баренблатта-Голицынныц шацды дауыыындагы жер бетi ауа щабатындагы щоспалар концентрасиясыныц белгт профилте
ауысады C(z) = C1 (z/zj )-b.
36