Logo GenDocs.ru

Поиск по сайту:  

Загрузка...

Реферат - Теплопередача при свободном движении воды в большом объёме (реках) - файл 1.docx


Реферат - Теплопередача при свободном движении воды в большом объёме (реках)
скачать (77.1 kb.)

Доступные файлы (1):

1.docx78kb.21.11.2011 23:34скачать

содержание

1.docx

ВГОУ ВПО «Саратовский государственный аграрный университет»

им. Н. И. Вавилова

Факультет Природообустройства

Кафедра Инженерная физика.


Доклад

по курсу физики

«Теплопередача при свободном движении воды в большом объёме (реках)»


Выполнил:


Проверила:

доцент к. ф.- м. н.




Саратов 2008 год



1. Теплопередача и теплоотдача



Понятие теплопередача (теплообмен) охватывает совокупность явлений передачи теплоты из более нагретой подвижной среды в другую, менее нагретую, через разделяющую их твердую стенку. Например, теплопередача от воды к воздуху, между которыми расположена стенка. Твердая стенка может быть и многослойной. Например, при рассмотрении переноса теплоты от воды, движущейся по трубопроводу теплотрассы, к окружающему воздуху.

Теплоотдача также охватывает совокупность явлений переноса теплоты только между поверхностью твердого тела и жидкой или газообразной подвижной средой. В практике гидрологов и метеорологов часто встречаются задачи о теплообмене между двумя подвижными средами, исключая твердую стенку, — это случай теплоотдачи водной поверхностью в окружающую ее среду — воздух.

В широком понимании теплопередача и теплоотдача осуществляются теплопроводностью, конвекцией, лучистым теплообменом, при изменении агрегатного состояния вещества, биологических процессах в живых организмах и др. Способы передачи тепла (теплоперенос или теплопередача) в твердом теле и в жидкости различны.

^ Перенос теплоты вследствие теплопроводности подчиняется закону Фурье. Рассматриваемая форма переноса теплоты в основном присуща твердым телам, в которых теплота распространяется передачей кинетической энергии от одних микрочастиц к другим путем соударений; перемещение самих частиц в твердом теле, естественно, исключено. Теплопроводность имеет место также в жидкостях и газах (воздухе). Но в последних теплота передается также путем перемещения частиц, носителей тепловой энергии. Такой способ называется конвективным теплопереносом. Заметим, что в первом случае теплота передается, а носители теплоты, частицы жидкости, остаются на месте, в то время как во втором случае теплота переносится вместе с жидкостью. Таким образом, в жидких и газообразных средах теплопроводность проявляется в чистом виде лишь в том случае, когда наблюдается прямая стратификация плотности. Для воды такому состоянию плотности соответствует повышение температуры с высотой при ее значении более 4°С и понижение с высотой — при ее температуре менее 4°С.

^ Перенос теплоты конвекцией происходит в результате перемещения частиц теплоносителя и наблюдается только в жидких и газообразных средах. В зависимости от причины, побуждающей частицы жидкости перемещаться, различают свободную и вынужденную конвекции.

Свободной (естественной, плотностной) конвекцией называется движение жидкости (газа), вызываемое неоднородностью плотности частиц жидкости (газа), находящихся в поле тяготения. Поэтому свободно конвективный перенос теплоты обусловлен перемещением частиц жидкости лишь в силу изменения их плотности, что, в свою очередь, обусловлено нагреванием или охлаждением ее или изменением концентрации (солености). Например, если воду в сосуде, находящуюся при температуре выше 4°С, охлаждать сверху, то в воде возникнет свободная конвекция, т. е. активный перенос частиц воды снизу вверх. Одновременно будет происходить перенос более охлажденных частиц в обратном направлении. В этом случае наблюдается нестационарная свободная конвекция. Увеличение плотности поверхностных слоев водоема может произойти также за счет увеличения мутности, обусловленной притоками, или осолонения при испарении.

^ Вынужденной конвекцией называется движение жидкости (газа), вызываемое воздействием внешних сил (ветер, насос и т.д.), а также однородного поля массовых сил в жидкости (уклон и т.д.). Таким образом, перенос теплоты вынужденной конвекцией обусловлен турбулентным перемешиванием водных или воздушных масс потока, а также связан с переносом теплоносителя. При вынужденной конвекции осуществляется перенос тепла, связанный, например, с течением водных и воздушных потоков, с ветровым перемешиванием и ветровым течением водных масс суши. В отличие от свободной конвекции при вынужденной конвекции происходит полярный перенос водных масс, а не молекулярный, т. е. перенос больших объемов жидкости.

Таким образом, гидравлика жидкости (поле скоростей) при вынужденной конвекции мало зависит от температуры и поэтому может и должна определяться до начала теплового расчета; она является заданным условием решения тепловой задачи, в то время как гидравлика при свободной (естественной) конвекции прямо связана с тепловым режимом рассматриваемого водного объекта, и поэтому здесь вопросы гидравлики и термики должны рассматриваться совместно, что принципиально существенно усложняет задачу.

Часто имеет место одновременно вынужденная и свободная конвекция.

Третья форма передачи теплоты обусловлена лучистым (радиационным) теплообменом и совершается путем двойного превращения энергии: сперва из тепловой в электромагнитную в месте излучения, а затем, после того как она прошла весь путь в теплопрозрачной среде, обратно в тепловую в месте поглощения. Таким образом, эта форма передачи теплоты характеризуется тем, что часть энергии тела, определяемая температурой его поверхности, преобразуется в энергию теплового излучения и уже в таком виде передается в окружающее пространство. Встречая на своем пути другое тело, лучистая энергия частично отражается от его поверхности и частично поглощается им, т. е. проникает на некоторую его глубину, зависящую от прозрачности тела.

Скорости передачи теплоты указанными способами различны. Радиационным способом совершается практически мгновенная передача теплоты; так, в воздухе скорость передачи равна 300 000 км/с. При конвективном способе скорость передачи теплоты полностью зависит от скорости движения жидкости; так , например, в реке она может составлять 1-2 м/с.

Особая форма передачи теплоты имеет место в случае изменения агрегатного состояния вещества, например при кристаллизации воды и таянии льда, при конденсации водяного пара и испарении воды и т. д.

Биологические и химические процессы также сопровождаются тепловыми процессами. При кристаллизации и конденсации воды и биологических процессах происходит выделение теплоты, а при испарении воды, таянии льда — ее поглощение.
Давление оказывает влияние на теплопроводность жидкости, однако, в большей степени на теплопроводность газов. У воды теплопроводность при изменении давления в больших пределах практически не меняется. Это связано с малой сжимаемостью воды, которая определяется характером сил межмолекулярного взаимодействия.

Как вода среди жидкостей, так и лед среди твердых материалов являются исключением по проводимости теплоты. С повышением температуры коэффициент теплопроводности пресноводного льда не повышается, а понижается, достигая при 0°С 2,24 Вт/(м·°С) (рис. 3.2). Эта связь близка к линейной и может быть выражена, по данным Якоба и Эрка, эмпирической формулой

λл = 2,24 (1-0,0048t), (3.13)

где t температура льда с учетом знака, °С.

Теплопроводность соленого льда уменьшается с ростом его солености, но увеличивается с понижением температуры, так как при этом возрастает концентрация рассола во льду.

Для ледяного покрова озер и рек характерно распределение коэффициента теплопроводности по его толщине. Это обусловлено более высокой температурой льда в нижних слоях (на нижней границе 0°С) и низкой температурой в расположенных выше слоях, а также пористостью, которая в верхних слоях больше, чем в нижних.
^ 2. Годовой термический цикл водоемов
При исследовании термического режима водоемов обычно исходят из его годового цикла, выделяя в нем по тем или иным критериям характерные периоды и фазы, в пределах которых схематизация термических процессов имеет свои особенности. Исследования условий формирования термического режима водохранилищ показали, что в основе деления годового термического цикла на отдельные периоды и фазы может лежать, например, перестройка структуры теплового баланса при смене знака некоторых его составляющих (в частности, Sо или Sк) (табл. 5.1.а).

Известно, что особенности формирования тепловых процессов любого водоема определяются главным образом поглощением и пропусканием лучистой энергии Солнца (радиационным теплообменом Sr , равным разности поглощенной водой суммарной солнечной радиации и эффективного излучения водной поверхности), процессами теплообмена с атмосферой и грунтом дна (затратами тепла на испарение Sи, конвективным теплообменом Sк и теплообменом между водой и грунтом ложа водохранилища Sд), притоком и оттоком тепла вследствие адвекции (суммарным адвективным потоком тепла Sп), количеством теплоты, приносимым водами притоков, грунтовыми или промышленными водами, теплотой, поступающей в водоем с осадками.

Сумма тепловых потоков, поступающих в водоем (водоток), уходящих из него и определяющих его тепловой баланс, может быть представлена в следующем виде:

S = Sr + Sи + Sк + Sд + Sп +…… (5.20)

В уравнении (5.20) Sr  , а остальные элементы могут иметь разные знаки.

В течение годового цикла значения отдельных составляющих уравнения (5.20) существенно меняются. Роль Sr значительна в весенне-летний период, а роль Sк - весной и осенью. Зимой наличие ледяного покрова полностью изолирует водные массы от многообразных связей с атмосферой (теплообмен, массообмен и обмен механической энергией), поэтому в этих условиях Sо = Sr + Sи + Sк  .

Особенности формирования термического режима водоема зависят главным образом от его проточности и морфометрических характеристик. Поэтому при анализе изменений температуры воды водоемы с термической точки зрения условно принято делить на мелкие и глубокие или на мелкие, глубокие и очень глубокие. Классификация водоемов по глубине проводится либо путем анализа и сопоставления численных значений специальных критериев, либо в соответствии с положениями, согласно которым к неглубоким (мелким) можно отнести водоемы с глубинами 15-25м, а к глубоким – водоемы, глубины которых превышают 30-40м.

В мелких водоемах температура воды по глубине изменяется мало, а теплообмен с дном Sд представляет существенную часть теплообмена с атмосферой. В таких водоемах температура донных слоев воды в течение года меняется значительно, а ее колебания соизмеримы с колебаниями температуры воздуха. В глубоких водоемах придонные температуры обладают малой годовой амплитудой, а на крупных искусственных водоемах, например водохранилищах Ангаро-Енисейского каскада ГЭС, летом устанавливается температурная стратификация.


^ Таблица .1а

Периоды и фазы годового термического цикла (ГТЦ)

глубокого водоема

Терми

ческий

режим

Периоды и фазы ГТЦ

Критерии определения периодов и фаз ГТЦ водоема

Начало

Конец

Летний

^ Весенняя гомотермия

tп = tср

tср = tвг

Летний нагрев







- Интенсивный

tср = tвг

Sk устойчиво отрицательный

- Замедленный

Sk устойчиво отрицательный

tп ® max, S0 устойчиво отрицательный

Летне-осеннее остывание

tп ® max, S0 устойчиво отрицательный

tп = tср

Осенняя гомотермия

tп = tср

tср = tог

Зимний

Предледоставное остывание

tср = tог

tп = 00С

tср = tл

Sk = Sи = 0

Термический режим водоема под ледяным покровом







- Охлаждение водоема под ледовым покровом

tср = tл

tп = 00С

Sк = Sи = 0

Sд устойчиво отрицательный

- Фаза устойчивой стратификации

Sд устойчиво отрицательный

Sг устойчиво положительный

^ Подледный нагрев

Sг устойчиво положительный

S0 устойчиво положительный, дата вскрытия уточняется по водоему – аналогу

^ Весенний нагрев

S0 устойчиво положительный, дата вскрытия уточняется по водоему – аналогу

tп = tср

Примечания: tср – средняя по глубине температура воды, 0С; tп – поверхностная температура воды, 0С; tл – температура ледообразования; tвг, tог – температура воды периода весенней (осенней) гомотермии на водоеме – аналоге (принимается равной температуре наибольшей плотности воды в зависимости от географического положения водоема).

Таблица 1б


Тип водохрани-

лища

Признаки

Летний термический режим (при свободной водной поверхности)

Зимний термический режим (под ледяным покровом)

Перепад температуры по глубине Dt

Изменчивость придонной температуры

Теплоотдача ложа

Sд

Изменчивость придонной температуры

Мелкие

Dt»0

tд=var

Sд¹0

tд=var

Глубокие

Dt¹0

tд=var

Sд»0

tд=var

Очень глубокие

Dt¹0

tд=const

Sд»0

tд=const


По степени проточности, зависящей от удельного расхода стокового течения, водоемы подразделяются на проточные, малопроточные и непроточные.

Естественные озера относятся главным образом к категориям непроточных (бессточных) и малопроточных (слабопроточных) водоемов. В бессточном озере перенос тепла происходит главным образом в вертикальном направлении, причем основную роль играют свободная конвекция и физическая теплопроводность. В слабопроточных озерах наряду с вертикальным теплообменом за счет турбулентного и свободно конвективного перемешивания присутствует продольно направленный теплоперенос за счет вынужденной конвекции.

Водохранилища с точки зрения проточности классифицируются на проточные и малопроточные.

К малопроточным относятся водоемы, характеризующиеся относительно небольшими скоростями течения с удельными расходами 2-5тыс.м2/сут, а к проточным – с удельными расходами 5-80тыс.м2/сут, характерными для равнинных незарегулированных рек. Изменчивость морфометрических показателей водохранилищ по его длине, а также непостоянство сезонного и в различные по водности годы удельного расхода воды приводят к тому, что водохранилище (или его участки) может относиться к различным типам по проточности и глубине, как в течение года, так и в различные по водности годы.


^

3. КОНВЕКТИВНЫЕ ТЕЧЕНИЯ В ВОДОЕМАХ



Конвективные течения в водоемах обусловлены распределением плотности жидкости (разницей плотности), которое в свою очередь определяется температурой, соленостью и давлением. Известно, что плотность воды существенно зависит от температуры и солености и очень слабо от давления.
Рис. 6.1. Схема конвективного перемешивания жидкости при охлаждении ее сверху [8]. ^ 1 — активная струя, 2 — реактивная струя.

При подогреве жидкости снизу, нагретые ее частицы под действием сил плавучести поднимаются, а более холодные, а, следовательно, и более тяжелые частицы, расположенные наверху, опускаются. Нагретые частицы, поднимаясь, перемешиваются с более холодными и постепенно охлаждаются за счет теплопроводности. Это обстоятельство приводит к увеличению их плотности. Одновременно плотность поднимающейся жидкости увеличивается и за счет диффузии. Возникшая конвекция может распространиться до свободной поверхности жидкости или не дойти до нее, что зависит от первоначального (исходного) плотностного состояния жидкости и от степени нагрева придонных частиц.

При охлаждении жидкости сверху (наиболее часто встречающийся случай в практике гидролога) конвективный процесс протекает в обратном порядке: охладившиеся, а, следовательно, более тяжелые частицы жидкости начнут опускаться и вытеснять вверх более теплые, легкие частицы. В этом случае, так же как и в первом, конвективный процесс может распространиться на всю глубину или погаситься на некоторой глубине. Разница между обоими процессами заключается в том, что в первом случае активные ветви конвективных токов направлены вверх, а во втором — вниз. Реактивные ветви конвекции в обоих случаях также будут иметь направление, обратное активным (рис. 6.1.).

Изложенная схема конвективного перемещения жидкости при охлаждении сверху в применении к воде нарушается одной из ее аномалий, а именно: аномалией температуры наибольшей плотности — наибольшая плотность пресной воды наблюдается при температуре 4°С (см. Лекцию №2). При дальнейшем охлаждении воды сверху (ниже 4°С) конвекция прекращается и более холодные частицы жидкости (но более легкие) остаются на поверхности (рис. 6.2.).

Состояние воды водоемов описывается уравнением

ρ = f (t, S, P), (6.1)

которое с достаточной точностью можно представить в следующем виде:

ρ = ρ0 [1 - α(t - t0) + β(SS0)], (6.2)

где ρ0 — равновесное (характерное) значение плотности, которому соответствует температура t0, соленость S0, а также

Рис. 6.2. Процесс охлаждения воды сверху до момента ледообразования [8]

tн.п — температура наибольшей плотности; tз — температура замерзания; t1, t2 ... — последовательные значения температуры ниже 4°С.
Эти параметры принимаются при давлении, равном атмосферному. Коэффициенты α и β в диапазоне наблюдающихся в водоемах суши температуры и солености можно считать постоянными. Однако уравнение (6.2) нельзя использовать при рассмотрении конвекции в пресной воде, развивающейся вблизи ее максимальной плотности. В этом случае уравнение состояния воды (6.1) существенно нелинейно.

Из изложенного выше следует, что в зависимости от распределения температуры и солености по глубине водоема наблюдается плотностная стратификация:

1) устойчивая при dρ/dz > 0 — плотность слоев воды увеличивается с глубиной;

2) равновесная при dρ/dz = 0 — плотность слоев воды не меняется по глубине;

3) неустойчивая при dρ/dz < 0 — плотность слоев воды убывает с ростом глубины.

В океанологии в качестве показателя степени устойчивости плотностной стратификации вод океана принимают частоту вертикальных колебаний частиц воды N (N2 > 0 — устойчивая, N2 = 0 — равновесная, N2 < 0 — неустойчивая стратификация). Ее обычно называют частотой Вяйсяля и определяют по следующей формуле:

(6.3)
или
(6.4)

где g — ускорение свободного падения; c — скорость звука; cp и cυ — удельная теплоемкость воды соответственно при постоянном давлении и объеме; (dρ/dz)P — вертикальный градиент плотности при постоянном давлении.

В уравнении (6.4) обычно пренебрегают последним слагаемым, поскольку cpcυ.

Возникшие в водоеме плотностные конвективные течения могут быть описаны с учетом уравнения (6.2) уравнениями термодинамики жидкости:

  • уравнением движения (уравнение Навье—Стокса)


(6.5)


  • уравнением теплопроводности


(6.6)


  • уравнением диффузии


(6.7)
где Z — проекция ускорения свободного падения на ось z; Wт (z, τ) и WS (z, τ) — соответственно заданное поле источников теплоты и вещества в растворе; ν — кинематический коэффициент вязкости; a и D — коэффициенты температуропроводности и диффузии.

Уравнения (6.2), (6.5) – (6.7) носят название системы уравнений в приближении Обербека — Буссинеска. Они получены на основании следующих упрощающих предположений: 1) изменение плотности вызывается только изменением температуры и солености, причем происходит по линейному закону; 2) жидкость принимается несжимаемой (div V = 0), но изменение плотности все же учитывается массовыми силами; 3) коэффициенты вязкости μ и температуропроводности a = λ/(ρ0cp) принимаются постоянными.

Наблюдениями установлено, что плотностные конвективные течения воды в водоемах осуществляются в форме ячеистой конвекции: на поверхности воды ячеистая конвекция проявляется в виде шестиугольников (рис. 6.3). Эту форму конвекции в лабораторном эксперименте впервые наблюдал Бенар в 1900 г. (Бенар наблюдал ячеистую конвекцию в жидкости при ее подогреве снизу. Так как слой жидкости в эксперименте был очень тонким, а градиент температуры мал, поэтому предполагают, что ее движение (ячеистая структура) было вызвано не разностью значений температуры (силами плавучести), а силами поверхностного натяжения.), отсюда термин «ячейки Бенара».

При развитой конвекции конвективные ячейки имеют пространственный характер в форме шестигранных призм, у периферии которых конвективные токи направлены вниз — реактивная струя, а в центре конвективные токи направлены вверх — активная струя. Активная струя несет большую энергию — она теплее, поэтому поднимается.

Примерно такой же характер конвективных ячеек обнаружен Е.Г.Архиповой и Г.В.Ржеплинским при наблюдениях на Клязьминском водохранилище. По их наблюдениям, размер ячеек был равен 10—15 см.
Рис. 6.3. Конвективные ячейки Бенара [8]
Описанный выше характер конвекции при наличии ветра резко изменяется, причем слабый ветер ее организует, а сильный — разрушает. Данные первых визуальных исследований конвекции в натурных условиях при ветре И.Ленгмюра (1938г.), В.А.Цикунова (1950г.) и других можно истолковать так: слабый ветер над водной поверхностью приводит беспорядочную столбчатую конвекцию к спиралеобразной в виде соленоидов с горизонтальными осями, вытянутыми вдоль ветра (рис. 6.4). Эта гипотеза находит подтверждение в том, что на поверхности при ветре наблюдаются полосы пены, мелких плавающих предметов, пыли, которые располагаются примерно на равных расстояниях одна от другой и направлены по ветру. Эти полосы называют линиями схождения, предполагая, что они ограничивают ячейки конвекции. Выполненные в последнее время на Ладожском озере подробные исследования показали, что при глубине воды 8 м расстояние между линиями схождения d ≈ 13 м, а при глубине 60 м d ≈ 35 м, т. е. расстояние d увеличивается с глубиной водоема. Глубина же проникновения циркуляции растет со скоростью ветра. По имени ученого, впервые описавшего этот вид конвективного течения, в литературе закрепился термин «циркуляция Ленгмюра».

Рис.6.4. Схема конвекции при слабом ветре [8]

^ 1 — конвективные токи, 2 — линии схождения.

Таким образом, циркуляция Ленгмюра — это результат плотностной неустойчивости, возникающей при охлаждении поверхностного слоя воды под действием ветра.

Рис. 6.5. Схема ветрового перемешивания воды [8]

^ 1 — распределение температуры воды до воздействия ветра, 2 — распределение температуры воды после ветрового воздействия, 3 — распределение плотности воды до воздействия ветра, 4 — распределение плотности воды после ветрового воздействии
Плотностная конвекция и ветровое перемешивание в стоячих водоемах являются причинами образования на некоторой глубине слоя температурного скачка и расслоения их водных масс на три зоны (рис.6.5): эпилимнион (верхняя зона), металимнион (средняя зона, или слой температурного скачка) и гиполимнион (ниж

няя застойная зона).


Рис. 6.6. Схема конвективных течений при охлаждении водоема [8]
Описанный процесс конвекции в чистом виде наблюдается в во

доемах больших размеров в плане при относительно постоянной глубине. Реальные же водоемы ограничены в плане, а глубина их уменьшается до нуля у берегов. В этих водоемах при развитии конвекции возникают конвективные течения, схематически пока

занные на рис.6.6. При охлаждении водоема наблюдаются поверхностные конвективные течения от середины водоема к его берегам, а при нагревании — от берегов к средней его части. Придонные течения имеют обратное направление. В этом случае конвективные течения обусловлены разностью температуры воды в го

ризонтальном направлении.

Содержание:
1. Теплопередача и теплоотдача 2
2. Годовой термический цикл водоемов 4
3. Конвективные течения в водоемах 7
Список использованной литературы: 13


Список использованной литературы:


  1. Козлов Д.В. Основы гидрофизики. Учебное пособие. - Москва: МГУП. 2004.






Скачать файл (77.1 kb.)

Поиск по сайту:  

© gendocs.ru
При копировании укажите ссылку.
обратиться к администрации