1) gravity wave drag
重力波阻 GWD
2) MG750/1815-GWD shearer
MG750/1815-GWD型采煤机
3) gravity wave drag
重力波阻力
4) Rearrangement resistance
重排阻力
5) Load section resistance
重段阻力
6) heavy resistance
重大阻力
补充资料:重力波
不可压缩流体中一种以重力为恢复力的波。它通常存在于两种不同流体(例如气体和液体)的分界面(即密度的跃变面)上,以表面波形式出现:沿表面传播而沿与表面垂直的方向衰减(所谓不均匀波)。透入表面的深度不超过一个波长,由于这一深度依赖于波长,便导致波的频散。但在流体深度h 远小于波长的"长波"极限情况下,波压在整个截面上近似为均匀的,波就是"非频散"的了。
不可压缩流体中的速度势Φ 满足拉普拉斯方程
与自由表面上的边界条件
结合起来,便可很好地近似描述重力波的行为。式中g是重力加速度。
重力波的波速 с和其波数 k之间的频散关系可写成
式中σ为表面张力系数,ρ为密度。其中第二项仅当波长极短(数量级为几厘米)时方须考虑。在长波极限(k h1)和深水极限(k h1)下,分别化为
由此可见,重力波速度一般都远小于声速сS,仅当h≈200千米时才接近于声速。
重力波的衰减主要由三方面引起:流体与基底的摩擦(当h很大时可忽略);流体内部的粘滞效应;表面损耗。表面损耗的机制与表面张力偏离其平衡态值有关,它在流体表面有一层薄膜杂质(例如水面上的油污)时特别重要。
除了上述的表面重力波以外,还存在一种内重力波(简称内波)。它不是存在于两种不同媒质的分界面上,而是存在于内部密度的连续分层变化的同一种媒质中,这种情况的一个典型是处于重力场的连续媒质(如大气)。
大气密度随高度z指数性地减小:
其中H称为匀质大气高度,一般为z的函数,量级约为10千米。当稳定大气受到某种扰动,使其上层较轻的空气被压向下层较重的空气中去时,这部分空气将受到浮力的作用返回其原来水平面。由此可见,密度的分层不均匀性在弹性恢复力之外提供了另一种恢复力──浮力。对于波长H 的声波和高频段的次声波来说,这种恢复力实际上不起作用,完全可以忽略。当λ≈H 时,由于波动运动的加速度与重力加速度g同数量级,就必须在考虑弹性恢复力的同时也考虑浮力,这就是声重力波的情形。当频率低到λH 时,重力就起主要作用,而弹性恢复力反而可以忽略,也就是说可把媒质看成不可压缩的,而重力和浮力所作的功之差值作为媒质运动元的势能储存起来,这就是内重力波的情形。由于作为恢复力的重力总是指向一个特定方向,所以内重力波是显著地各向异性的。
空气粒子在浮力作用下以韦伊塞莱-布伦特(Vis-l-Brunt)频率(V.B.频率)
振荡。典型的N值约在0.02赫附近。内重力波的频率一般都远低于N,其振动方向接近于水平的,但对水平的倾斜又使重力给空气粒子提供恢复力。
内重力波的一个重要特性是:能流方向一般说来并不沿着波矢方向,其相速度(小于声速сS)向下,而群速度向上。这种波大抵是在地面附近由于风的作用被激发,例如风遇到山等障碍物时所产生的"背风波"。其能流向上传递直达电离层。由于密度随高度减小,根据能流的连续性,波的振幅势必随高度增加。在60千米以上的高空,风的剖面几乎完全由这种大振幅、长周期的波动所支配;在低层大气中,内重力波虽然也存在,但振幅太小,因而无法接受到。
有关在海水中密度分层变化时出现的内波见海洋中的内波。
参考书目
Л.Д.朗道、Ε.М.栗弗席兹著,彭旭麟译:《连续介质力学》,第2册,高等教育出版社,北京,1960。
J. Lighthill, Waves in Fluids, Cambridge Univ. Press,Cambridge, 1978.
E.E.Gossard and W.H.Hooke,Waυes in the Atmosphere, Elsevier, Amsterdam, 1975.
不可压缩流体中的速度势Φ 满足拉普拉斯方程
与自由表面上的边界条件
结合起来,便可很好地近似描述重力波的行为。式中g是重力加速度。
重力波的波速 с和其波数 k之间的频散关系可写成
式中σ为表面张力系数,ρ为密度。其中第二项仅当波长极短(数量级为几厘米)时方须考虑。在长波极限(k h1)和深水极限(k h1)下,分别化为
由此可见,重力波速度一般都远小于声速сS,仅当h≈200千米时才接近于声速。
重力波的衰减主要由三方面引起:流体与基底的摩擦(当h很大时可忽略);流体内部的粘滞效应;表面损耗。表面损耗的机制与表面张力偏离其平衡态值有关,它在流体表面有一层薄膜杂质(例如水面上的油污)时特别重要。
除了上述的表面重力波以外,还存在一种内重力波(简称内波)。它不是存在于两种不同媒质的分界面上,而是存在于内部密度的连续分层变化的同一种媒质中,这种情况的一个典型是处于重力场的连续媒质(如大气)。
大气密度随高度z指数性地减小:
其中H称为匀质大气高度,一般为z的函数,量级约为10千米。当稳定大气受到某种扰动,使其上层较轻的空气被压向下层较重的空气中去时,这部分空气将受到浮力的作用返回其原来水平面。由此可见,密度的分层不均匀性在弹性恢复力之外提供了另一种恢复力──浮力。对于波长H 的声波和高频段的次声波来说,这种恢复力实际上不起作用,完全可以忽略。当λ≈H 时,由于波动运动的加速度与重力加速度g同数量级,就必须在考虑弹性恢复力的同时也考虑浮力,这就是声重力波的情形。当频率低到λH 时,重力就起主要作用,而弹性恢复力反而可以忽略,也就是说可把媒质看成不可压缩的,而重力和浮力所作的功之差值作为媒质运动元的势能储存起来,这就是内重力波的情形。由于作为恢复力的重力总是指向一个特定方向,所以内重力波是显著地各向异性的。
空气粒子在浮力作用下以韦伊塞莱-布伦特(Vis-l-Brunt)频率(V.B.频率)
振荡。典型的N值约在0.02赫附近。内重力波的频率一般都远低于N,其振动方向接近于水平的,但对水平的倾斜又使重力给空气粒子提供恢复力。
内重力波的一个重要特性是:能流方向一般说来并不沿着波矢方向,其相速度(小于声速сS)向下,而群速度向上。这种波大抵是在地面附近由于风的作用被激发,例如风遇到山等障碍物时所产生的"背风波"。其能流向上传递直达电离层。由于密度随高度减小,根据能流的连续性,波的振幅势必随高度增加。在60千米以上的高空,风的剖面几乎完全由这种大振幅、长周期的波动所支配;在低层大气中,内重力波虽然也存在,但振幅太小,因而无法接受到。
有关在海水中密度分层变化时出现的内波见海洋中的内波。
参考书目
Л.Д.朗道、Ε.М.栗弗席兹著,彭旭麟译:《连续介质力学》,第2册,高等教育出版社,北京,1960。
J. Lighthill, Waves in Fluids, Cambridge Univ. Press,Cambridge, 1978.
E.E.Gossard and W.H.Hooke,Waυes in the Atmosphere, Elsevier, Amsterdam, 1975.
说明:补充资料仅用于学习参考,请勿用于其它任何用途。
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