Основные свойства жидкостей и газов (1246124), страница 4

Просмтор этого файла доступен только зарегистрированным пользователям. Но у нас супер быстрая регистрация: достаточно только электронной почты!

Текст из файла (страница 4)

Молекулы жидкости располагаются ближе другк другу и между ними существуют отсутствующие у газов заметные силы взаимного притяжения. Сповышением температуры эти силы ослабевают за счёт увеличения теплового колебательного движениямолекул. Сцепление движущихся друг относительно друга слоёв жидкости обусловлено именно этими силами.Поэтому при нагревании жидкости её вязкость уменьшается.Итак, свойство вязкости в жидкостях и газах проявляется лишь в том случае, когда соседние слоидвижутся с различными скоростями, иначе говоря, когда в потоке имеется поперечный градиент скоростиV.

(Градиент – величина, характеризующая быстроту изменения какой-либо величины в направлении, вnкотором это изменение максимально по модулю). Если жидкость или газ неподвижны или имеют одинаковуюскорость во всех точках потока, то изменения скорости при переходе от одной точки к другой не будет, т.е. градиентVвезде будет равен нулю и вязкость не проявится. В пограничном слое вблизи стенки, напримерnвблизи поверхности движущегося самолёта, влияние вязкости проявляется сильнее всего, так как здесьскорость изменяется очень быстро по нормали к поверхности и градиентVочень велик. Поэтому приnизучении движения газа в пограничном слое пренебрегать силами вязкости в общем случае нельзя, т.е. здесь газесли и можно считать идеальным, то лишь в особо оговариваемых частных случаях.Следует обратить внимание, что в общем случае вязкость, а следовательно - сила трения, может бытьразлична в разных точках жидкости и при движении в разных направлениях.В формулах гидромеханики динамический коэффициент вязкости часто встречается в комбинациях сплотностьюв виде отношения, которое принято называть кинематическим коэффициентомм2содержит только кинематические величины – длину и время.

(Всексм 2физической системе СГС единица кинематической вязкости называется стоксом; 1 стокс = 1).секвязкости, так как его размерность[ ] В то время как  зависит в основном только от температуры,  зависит также и от давления.Можно заметить, что при больших скоростях полёта в атмосфере из-за трения воздуха о стенкипроисходит сильный нагрев его. Коэффициенты вязкости  и  внутри пограничного слоя при этом сильноизменяются.

Это влечёт за собой значительные изменения аэродинамических сил трения, действующих налетательный аппарат со стороны воздуха.Для примера в таблице приведены значения коэффициентов  и  для воды и для воздуха приразличных температурах. Числовые величины коэффициентов соответствуют системе СИ.ВодаВоздухtoC64240204080100  10  10  10  100,1790,1000,0660,0360,0281,790,8700,6600,3670,2960,1710,1810,1900,2090,2480,1320,1500,1690,2090,200В ряде случаев для измерения вязкости пользуются относительными единицами, из которых у насприняты градусы Энглера. Такие единицы не связаны с физической природой вязкости.

Например градусыЭнглера определяются как отношение времени истечения из сосуда стандартной формы 200 см3рассматриваемой жидкости к времени истечения воды при 20oC через отверстие диаметром 2,8 мм.Жидкость может оказывать сопротивление и при изменении её объема, т.е., при объемной деформации.Отношение этой силы сопротивления к величине скорости деформации (точнее - предел этого отношения при«стягивании» объема в точку) называют коэффициентом объемной вязкости и обозначают V.8ЗЕМНАЯ АТМОСФЕРА.ИЗМЕНЕНИЕ ПАРАМЕТРОВ ВОЗДУХА С ВЫСОТОЙ.СТАНДАРТНАЯ АТМОСФЕРА.1. Общие сведения.Воздушная оболочка земного шара называется атмосферой. От свойства атмосферы зависитсопротивление, испытываемое самолётом или космическим кораблём при его движении в воздухе.Экспериментальное исследование атмосферы вблизи поверхности Земли производится при помощипривязных и свободных аэростатов, самолётов, стратостатов, шаров-зондов и метеорологических ракет.

Дляисследования свойств высоко расположенных слоёв атмосферы используют косвенные методы (наблюдение задвижением метеоров, полярными сияниями, рассеиванием света в атмосфере) и наблюдения (измерения) соспутников и космических кораблей.Многочисленные наблюдения и непосредственные измерения показали, что состояние атмосферы(плотность, давление, температура) существенно зависит от высоты над поверхностью Земли.Переход от земной атмосферы к космическому, межпланетному пространству совершается плавно,поэтому нельзя указать какой-либо точной верхней границы атмосферы. Можно лишь указать те высоты, гдевоздух ещё достаточно плотен и его влияние необходимо учитывать при расчёте полёта летательного аппарата.В зависимости от особенностей процессов, протекающих в атмосфере, её делят на ряд слоёв.Нижние слои атмосферы образуют тропосферу.

В этих слоях происходит интенсивное перемещениевоздуха, как по вертикали, так и по горизонтали. В тропосфере сосредоточена в различных видах всяиспарённая с Земли вода, здесь образуются облака, выпадают осадки, меняется давление, температура,влажность и другие физические характеристики воздуха. Существенную роль в распределение температуры навысоте в пределах тропосферы играет водяной пар. Лучи солнца, проникая сквозь атмосферу, почти ненагревают её. Заметное нагревание воздуха происходит в результате получения им тепла от нагретой солнцемземной поверхности.

Причём тепловое излучение, идущее от земли, почти полностью поглощаются атмосферойи задерживаются в атмосфере в основном водяным паром.Если проследить за средним изменением температуры воздуха с высотой, установленным опытнымпутём, то можно обнаружить, что с увеличением высоты температура падает в среднем на 5-7 oC на каждыйкилометр. Однако, начиная с некоторой высоты, зависящей от географической широты места наблюдения ивремени года, температура начинает изменяться.

Эта высота принимается за границу тропосферы.Среднюю годовую высоту тропосферы на полюсе принимают равной 8 км, а на экваторе – 17 км, всредних широтах она составляет в среднем 11 км. Температура на этой высоте составляет для средних широтоколо -55oC.Постоянная температура сохраняется в некотором интервале высот, и соответствующий слойназывается тропопаузой. Затем температура начинает возрастать, достигая максимума (днём до 170 oC) навысоте 45-55 км.

Этот слой атмосферы называют стратосферой. Повышение температуры в этом слоеобъясняется наличием на этих высотах слоя озона, поглощающего значительные количества лучистой энергииСолнца.Далее температура вновь падает и уменьшается на высоте 70-100 км до -100 oC. Этот слой называютмезосферой, а небольшой переходный слой от стратосферы к мезосфере с примерно постоянной температуройназывается стратопаузой.Выше мезосферы располагается четвёртый слой атмосферы, который называется термосферой, впределах которого температура монотонно увеличивается – на высоте около 100 км она переходит через 0 oC, азатем непрерывно растёт, достигая на высотах 200-300 км 700-1000 oC.

(Переходный слой от мезосферы ктермосфере называется мезопаузой).Начиная с высот около 160-200 км под действием ультрафиолетового и корпускулярного излученияСолнца происходит сильная ионизация воздуха. Поэтому самый верхний слой атмосферы называютионосферой.(Следует заметить, что такая высокая температура воздуха на этих высотах не является препятствиемдля полётов, так как из-за большой разряжённости атмосферы коэффициент теплопередачи оказывается оченьмалым).Все физические параметры воздуха на всех высотах сильно колеблются около своего среднегозначения в зависимости от широты места, времени суток и времени года.2. Международная стандартная атмосфера (МСА).Состояние атмосферы чрезвычайно изменчиво.

Отсутствие определённости в состоянии атмосферы уповерхности Земли и в изменении её состояния с высотой создаёт серьёзные неудобства при выполненииаэродинамических расчётов, определении лётных свойств самолётов, ракет и т.п., так как эти свойства сильнозависят от плотности и температуры воздуха. Кроме того, по этой же причине трудно произвести сравнениерезультатов испытаний, проведённых в разное время и в различных местах. Для такого сравнения результатовиспытаний требуется приведение данных этих испытаний к одинаковым условиям. Чтобы избавиться от этихнеудобств при проведении аэродинамических расчётов и сравнении результатов лётных испытаний условились9пользоваться характеристиками некоторой фиктивной атмосферы, являющейся как бы схемой действительнойатмосферы, в которой отсутствуют колебания, вызванные метеорологическими и географическими факторами.Эту фиктивную атмосферу называют стандартной атмосферой (СА).

Такая стандартная атмосфера даётосреднённые значения параметров воздуха для различных высот, довольно близко совпадающие со среднимизначениями этих параметров для средних широт в летнее время. Задаётся СА в виде таблиц и формул,определяющих зависимость давления, плотности, температуры и других параметров от высоты. ПервоначальноСА была разработана до высот 30 км, а в настоящее время с учётом опытного изучения свойств атмосферы набольших высотах с помощью спутников и ракет у нас в стране действует стандартная атмосфера, которуюопределяет ГОСТ4401-81 “стандартная сферическая атмосфера”, определяющая параметры в пределах высот от-2 км до 1200 км.

За нулевую высоту в СА принимается уровень моря, давление воздуха на этой высотепринимается равным 760 мм ртутного столба и температура воздуха - +15 oC. Этим параметрам соответствует:кг;м3плотность воздуха 0  1,225скорость звукаа 0  340 ,3мсекдинамический коэффициент вязкостигазовая постояннаяR   287 ,053;  17,87  10 6н  сек;м2дж.кг   КЗакон изменения температуры с высотой по СА указан на рисунке. На малых высотах (до 11 км) принятлинейный закон изменения температуры с градиентом 6,5 град. на 1 км , т.е. t o  15 o  6 , 5 H , для большихвысот используются более сложные эмпирические зависимости.Для расчёта аэродинамических характеристик летательных аппаратов и оценки лётных свойств, кромеосреднённых параметров атмосферы, необходимо знать пределы отклонения этих параметров от их среднихзначений, которые соответствуют реальной атмосфере.

Эти данные для единообразия расчётов такжеопределяются соответствующим ГОСТом (ГОСТ 22721-78, уточнение 25645.11-84 “Динамическая модельатмосферы”).H, км300+1025300кмТепло отИоносфераИонизация молекул,нижний радиационныйпояс Землипоглощениясолнечной+885160кмрадиации150Термосфера95км100Мезопауза-8880кмМезосфера54км50СтратопаузаОзоновый слой+746кмСтратосфера25км-56,511км-100ТропопаузаТропосфера150100200Тепло от озонового слоя, задерживающеготепловое излучение СолнцаТепловое излучение Земли300400t , C1000110010.

Характеристики

Список файлов лекций