Перемешанный слой

Итак, зная свойства твердых частиц и располагая уравнениями для расчета гидравлического сопротивления, можно вычислить скорость начала псевдоожижения и хотя бы в первом приближении — размер пузыря, возникающего над отверстием распределительной решетки. Можно также рассчитать скорость подъема пузыря, а значит, и предполагаемые размеры областей нисходящего и восходящего движения масс твердого материала. Как только полость отделится от отверстия решетки, ее траектория будет определяться относительной локальной текучестью в слое последняя может беспорядочно изменяться по объему хорошо перемешанного слоя. [c.32]

При вращении ротора и мешалки в роторе наблюдаются три зоны зона перемешивания (перемешанный слой обеих жидкостей), проходящая в плоскости вращения мешалки, и две зоны отстаивания жидкостей. [c.150]

При небольшом недогреве (вплоть до 4,65 кдж/кг) и массовой скорости от 3,52-10" до 7,04-10 /сг/(ж -ч), весовом паросодержании до 0,10 и массовой скорости 1,76-10 кг1 м -ч) (тепловые потоки ниже критических) образуется пенная смесь из больших и маленьких пузырьков. Около обогреваемой поверхности находился сильно перемешанный слой мелких пузырьков в жидкости, а при массовой скорости 1,76-10 кг/ м -ч) наблюдались небольшие колебания в структуре потока с приближением к пробковому потоку. [c.181]

Первая часть главы (до разд. 9.7) посвящена воздействию напряжения на горизонтальную поверхность. В основном оно создается трением ветра о поверхность океана. Ветровое напряжение вызывает непосредственный отклик — так называемый экмановский перенос, который в основном сосредоточен в тонком слое у поверхности океана. Обычно считается, что он действует в пределах верхнего перемешанного слоя океана с толщиной от 10 до 100 м. Резкое изменение ветра способно вызвать колебания экмановского переноса с инерционным периодом или уменьшить амплитуду существовавших ранее колебаний. Данные наблюдений о колебаниях скорости в перемешанном слое достаточно хорошо воспроизводятся даже очень простыми моделями. Аналогичные колебания могут возникнуть и в атмосфере ночью из-за резкого уменьшения напряжения после захода Солнца. Подобное уменьшение напряжения приводит к явлению, именуемому ночным струйным течением. Оно обсуждается в разд. 9.7. [c.5]

Если бы ветровое напряжение было пространственно однородным, то ниже перемешанного слоя океан был бы слабо подвержен влиянию ветра, поскольку меняющийся со временем экмановский перенос возникал бы только в тонком приповерхностном слое. Однако пространственные изменения ветра, которые, естественно, всегда существуют, вызывают пространственные изменения экмановского переноса и таким образом приводят к возникновению конвергенций и дивергенций. Другими [c.5]

ИНЕРЦИОННЫЕ КОЛЕБАНИЯ, ВОЗБУЖДАЕМЫЕ ВЕТРОМ В ПЕРЕМЕШАННОМ СЛОЕ ОКЕАНА [c.12]

При прохождении шторма амплитуда инерционных колебаний в перемешанном слое океана часто вырастает до больших значений. Позднее она медленно спадает. Если допустить существование потерь энергии, то такое поведение колебаний является естественным и вытекает из соотношения (9.3.2). Однако иногда возникает и противоположный эффект, когда шторм очень быстро гасит существовавшие до него инерционные колебания. С первого взгляда это вызывает недоумение, которое, впрочем, легко объясняется при анализе поведения решений (9.2.7). Предположим, что в некоторый момент t = инерционные колебания уже существуют и ветровое напряжение мгновенно меняется до величины (Хз, Уг). Если через ( 7о, 1 о) обозначить экмановский перенос при / = to, то решение (9.2.7), полученное сложением первого выражения со вторым, умноженным на , имеет вид [c.14]

Рис. 9.3. Моделирование течений в верхнем перемешанном слое. Скорость ветра (а) и его направление (б) (отсчитываемое по часовой стрелке от севера) по измерениям на буе. Меридиональная (в) и зональная (г) составляющие скорости течения. Тонкая линия обозначает результаты наблюдений на глубине 12 м а жирная — результаты расчета по известному ветру на основе модели, изложенной в тексте. (Из [635, рис. 2].)

Инерционные колебания в океанском перемешанном слое могут также служить возможным источником механической энергии, которая затрачивается на вовлечение нижележащих вод в перемешанный слой. Сосредоточиваясь большей частью в перемешанном слое, инерционные колебания создают сильный сдвиг скорости у нижней границы слоя, что приводит к турбулентному перемешиванию в виде мощных волн Кельвина — Гельмгольца. Это было обнаружено, в частности, Торпом [780, 783] в лабораторных условиях и при наблюдениях над турбулентностью в озере. Соответствующая гипотеза была использована в модели [636], предназначенной для оценки изменений глубины перемешанного слоя в океане. [c.16]

Вовлечение более плотной воды через нижнюю границу перемешанного слоя является важным фактором, который следует учитывать при оценке баланса тепла в слое и, значит, при определении температуры поверхности океана. Для этого, конечно, надо рассчитать также радиационный баланс и интенсивность турбулентного обмена через поверхность (см. гл. 2). В зимнее время большое значение имеет также учет конвективного пере- [c.16]

Оценка для бароклинных мод требует информации о характере изменения дХ/дг с глубиной. Если предположить, что изменения дХ дг по г определяются формулой (9.3.4), т. е. если в перемешанном слое напряжение с глубиной меняется линейным образом, то (9.10.5) упрощается до [c.39]

Рис. 9.8. (а) Результаты численного моделирования вертикальной скорости подкачки на нижней границе перемешанного слоя при прохождении урагана Элоиза. Модель напряжения основана на измерениях ветра с буя, над которым прошел шторм. Предполагалось, что шторм смещается со скоростью 8,5 м/с. Изначальная структура плотности задавалась по наблюдениям, выполненным за предшествующую шторму неделю. Линии равной скорости проведены через интервалы 2 X Ю м/с, отрицательные значения (штриховые контуры) соответствуют подъему вод. (По [643, рис. 18].) (б) Сравнение рассчитанного апвеллинга (штриховая кривая) с наблюдениями (сплошная линия) на морском буе. (По [643, рис. 22].) [c.47]

Восточное противотечение, называемое экваториальным противотечением, представляет собой важную особенность циркуляции экваториального океана. Оно наиболее ярко выражено в Тихом и Атлантическом океанах. Это интенсивное, узкое восточное течение, находящееся под перемешанным слоем в зоне сильного градиента плотности. Его ядро расположено очень близко (в пределах градуса широты) от экватора. Вертикальная толщина течения около 100 м, а полуширина (с одной стороны от экватора) порядка градуса. Обычно максимальная скорость течения составляет 1 м/с. На рис. 11.16 показан пример разреза через течение. [c.185]

Течения на экваторе уже рассматривались в разд. 11.12. Поверхностное течение представляет собой прямую реакцию океана на ветер и совпадает с ним по направлению. Ветровое напряжение компенсируется за счет образования западно-восточного градиента давления, который приводит в движение противотечение. Оно локализуется в термоклине непосредственно под нижней границей перемешанного слоя, где исчезает прямое влия- [c.212]

В ПЕРЕМЕШАННОМ СЛОЕ ОКЕАНА [c.12]

Знак силы сегрегации по крупности указывает направление действия силы на рассматриваемые частицы. При > О сила сегрегации направлена в сторону действия веса частицы, т. е. вниз, так как данная частица в перемешанном слое имеет вес больший, чем определяемый по первому уравнению системы (7). При < О сила, действующая на частицу направлена вверх, так как вес ее в исходном перемешанном слое меньше, чем в сегрегированном по крупности слое, т. е. меньше, чем определяемом из третьего уравнения системы (7). Вес частицы остался в сегрегированном слое без изменения (двилгущая сила сегрегации отсутствует, так что частица остается в рассматриваемом сечении). [c.166]

Рис. 9.2. (а) Последовательная векторная диаграмма движения частицы в перемешанном слое океана при западном ветре (обозначенном стрелкой в верхней части рисунка), который мгновенно включается при / = 0. Считается, что частица движется со средней скоростью слоя. Отметки нанесены через временные интервалы, равные четверти инерционного периода. Движение состоит из суммы постоянного смещения со скоростью, направленной перпендикулярно ветру (на рисунке показано смещение к югу, соответствующее условиям северного полушария), и антициклонически вращающегося инерционного колебания. Результирующая траектория — циклоида, показанная на рисунке, (б) Изменение экмановского переноса со временем показано маленьким кругом с центром в точке А. Точка А характеризует стационарный экмановский перенос, соответствующий западному ветру, действующему при / > 0. Инерционные колебания около этой величины представлены кругом с центром Л, причем этот круг должен проходить через начало координат в точке О, чтобы удовлетворить начальным условиям, в) Последовательная векторная диаграмма при последовавшем позднее изменении ветра на северо-западный и его возрастании по величине в два раза. Сплошной линией показан результат, когда изменение наступило через Б/4 инерционного периода относительно момента / = 0. Стрелка (нарисованная сплошной линией) показывает новое напряжение ветра в момент его изменения. Штриховая линия демонстрирует, что произойдет, если изменение ветра совершится через 3/4 периода после момента t = 0. Объяснение этого результата вытекает из построений, показанных на рис. 9.2, б. При изменении ветра решение будет по-прежнему состоять из суммы стационарной части (в данном случае она представлена точкой В), направленной перпендикулярно ветру, и антициклонически вращающегося инерционного колебания. Последнее представлено на рисунке окружностью с центром в точке В, которая проходит через точку, соответствующую движению, происходившему в момент изменения ветра. Для того случая, когда ветер изменяется при // = = Зя/2, она совпадает с Б, и окружность имеет нулевой радиус. Соответственно, инерционные колебания подавляются. Если ветер меняется при ft = 5я/2, то точка, характеризующая движение, находится далеко от В, так что радиус возникшей окружности получится вдвое больше предыдущего. Соответственно, амплитуда колебаний должна возрасти вдвое. [c.13]

При прямых измерениях течений в верхнем перемешанном слое океана инерционные колебания обнаруживаются почти всегда, но особенно ярко они выражены летом и осенью, когда ремешанный слой относительно тонок и поэтому течения, формирующие экмановский перенос, достаточно сильны. Имеются свидетельства (см., например, [285, 286]), что в действительности (и особенно при интенсивном ветровом перемешивании) течения экмановской природы с большой точностью однородны в пределах перемешанного слоя. (В атмосфере при подходящих условиях (см. [388]) это также оказывается справедливым.) Если обозначить толщину верхнего перемешанного слоя через Дйep. то в соответствии с (9.2.4) и (9.2.6) течения будут выра- кены соотношениями [c.14]

Подтверждение этой общей картины получили Поллард и Миллард [635] (см. также [419] и [387]), используя результаты одновременных измерений ветра и течений в перемешанном слое. На рис. 9.3, в, г показаны измеренные течения и результаты модельных расчетов на основе уравнений (9.2.7) с небольшим изменением — добавлением диссипативного слагаемого, [c.15]

Модель, позволяющую объяснить характер затухания инерционных колебаний в перемешанном слое, предложил Бэлл [53]. Перенос турбулентных движений течениями в перемешанном слое вызывает движения у его основания. В свою очередь они излучают энергию в форме внутренних волн. Интенсивность этого излучения дает порядка 3—4 сут. Слой выступает также в качестве мощного источника внутренних волн с частотами порядка N и волновыми числами порядка NH ep./UE, где UE/Hnep играет роль типичного значения скорости на нижней границе перемешанного слоя. [c.16]

Модель, рассмотренная ранее в этом разделе, описывает первую стадию процесса установления градиента давления. Дальнейшее развитие процесса было исследовано в численных моделях (например [622]). Модель также показывает ограниченность зоны, занятой противотечением, пределами экваториального радиуса деформации Россби и воспроизводит апвеллинг, связанный с экмановской дивергенцией на экваторе. Большое значение имеет также наклон термоклина, поскольку он приводит к подъему холодной воды к поверхности в восточонй части области. Таким образом, в периоды активных воздействий на океан воды легко выходят на поверхность и охлаждают е, в другое же время поверхность покрыта тонкой теплой пленкой. На западе перемешанный слой глубокий и достаточно теплый, так что изменения интенсивности перемешивания или притоков тепла от атмосферы не могут сильно изменить температуру поверхности. [c.189]

Рис. 11.17. (а) Изменения динамической высоты относительно поверхности 700 дбар на различных уровнях и (б) изотермы на экваторе в Тихом океане. Градиент давления имеет знак, необходимый для уравновешивания напряжения ветра и создания течения ниже зоны действия ветра. На западе, где глубина перемешанного слоя велика, градиент давления в большей степени определяется градиентом температуры в перемешанном слое. На востоке градиент связан с наклоном термоклина. Он приводит к подъему холодных вод вплоть до поверхности океана, что в свою очередь делает поверхностную температуру на востоке океана очень чувствительной к слабым измене- 1иям ветра, притока тепла и т. п. (По [446, рис. 1 и 2].) [c.189]

Вынужденные стационарные решения, подобные приведенным выше, получены также при исследовании экваториальной циркуляции океана. Здесь в качестве воздействия выступает напряжение ветра, распределенное по поверхностному перемешанному слою. Для того, чтобы получить реалистичную структуру течений, необходимо рассчитывать большое число мод. Это продемонстрировал Мэкриэри [501]. Он использовал модель, в которой были специальным образом параметризованы вертикальная вихревая вязкость и вертикальная вихревая диффузия. Они были неизменны на каждом уровне и менялись по глубине, так что структура мод течения сохранялась и моды оставались независимыми друг от друга. Для каждой из мод были выписаны уравнения (11.14.1) — (11.14.3). Коэффициент трения возрастал с номером моды (г на самом деле можно считать [c.200]

Справочник химика 21

Химия и химическая технология