Formelsammlung Physik/ Hydrostatik

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Dieses ist eine Formelsammlung zum Thema Hydrostatik. Es werden mathematische Symbole verwendet, die im Wikipedia-Artikel Mathematische Symbole erläutert werden.

Inhaltsverzeichnis

1 Druck in Flüssigkeiten
2 Druck in Gasen
3 Geopotential-Korrektur

[Bearbeiten] Druck in Flüssigkeiten

Konstanten:

g = w:Fallbeschleunigung

p₀ = w:Luftdruck über der Flüssigkeit

ρ = w:Dichte des Mediums

Druck in Tiefe x:

$p(x) = p_0 + g\cdot\rho\cdot x$

In w:Wasser ist ρ = 1000 kg/m³, ferner ist g = 9,81 m/s² und p₀ = 101325 Pa, somit

$p(x) = 101325\,\mathrm{Pa} + 9810\,\mathrm{\frac{kg}{m^2\,s^2}} \cdot x\ ,$

also 9810 Pascal je Tiefenmeter. Faustregel: Alle 10 Meter nimmt der Druck um 1 Atmosphäre zu.

[Bearbeiten] Druck in Gasen

g = w:Fallbeschleunigung der Erde in Meereshöhe h₀

p₀ = w:Luftdruck in Meereshöhe

Variablen:

R = w:universelle Gaskonstante,

M = w:molare Masse,

T = Temperatur in w:Kelvin

h = Höhe im homogenen Äquivalentpotential

$p(h) = p_0\cdot\exp\left(-\frac{1}{R}\int_{h_0}^{h}\frac{g(h')M(h')}{T(h')}\,\mathrm{d} h'\right)$

Für die Dichte gilt dabei

$\rho(h)=p(h)\cdot\frac{M(h)}{R\,T(h)}\ .$

[Bearbeiten] Isotherme Höhenformel

Konstanten:

R = w:universelle Gaskonstante,

M = w:molare Masse,

g = w:Fallbeschleunigung der Erde in Meereshöhe

p₀ = w:Luftdruck in Meereshöhe

T = Temperatur in w:Kelvin

Variablen: h = Höhe im homogenen Äquivalentpotential,

$p = p_0 e^{-\frac{h}{h_s}}\quad\mbox{mit}\quad h_s = \frac{RT}{Mg}$

[Bearbeiten] Höhenformel mit linearem Temperaturverlauf

T₀ = w:Temperatur in Meereshöhe (Kelvin)

α = Temperaturgradient dT/dh

$p = p_0\left(1+\frac{\alpha h}{T_0}\right)^\beta\quad\mbox{mit}\quad \beta=-\frac{Mg}{R\alpha}$

[Bearbeiten] Höhenformel mit stückweise linearem Temperaturverlauf

Variablen:

$i\ge0$ = Nummer der Luftschicht; 0 = unterste Schicht

p_i = Druck an der Basis der i-ten Luftschicht

T_i = Temperatur an der Basis der i-ten Schicht

$\alpha_i={T_{i+1}-T_i \over h_{i+1}-h_i}$ = Temperaturgradient der i-ten Luftschicht

$\beta_i=-\frac{Mg}{R\alpha_i}$

Druck an der Obergrenze der i-ten Luftschicht

$p_{i+1} = p_i\cdot\begin{cases} e^{-{Mg \over RT_i}(h_{i+1}-h_i)}, &\mathrm{wenn} \quad \alpha_i = 0\\ \left(1+\frac{\alpha_i(h_{i+1}-h_i)}{T_i}\right)^{\beta_i} & \mathrm{wenn}\quad \alpha_i \ne 0 \end{cases}$

Druck in beliebiger Höhe $h_n \le h \le h_{n+1}$ :

$p(h) = p_n\cdot\begin{cases} e^{-{Mg \over RT_n}(h-h_n)}, &\mathrm{wenn}\quad \alpha_n = 0\\ \left(1+\frac{\alpha_n (h-h_n)}{T_n}\right)^{\beta_n} & \mathrm{wenn}\quad \alpha_n \ne 0 \end{cases}$

Temperatur:

$T(h) = T_n+\alpha_n\left(h-h_n\right)$

Beispiel: w:Standardatmosphäre bis etwa 90 Kilometer Höhe (M = 29 g/mol).

[Bearbeiten] Linearer Verlauf von Temperatur und Molmasse

Konstanten:

$\mu_i={M_{i+1}-M_i \over h_{i+1}-h_i}$ = Gradient der molaren Masse M in der i-ten Schicht, so dass für beliebige $h_n \le h \le h_{n+1}$ gilt

$M(h) = M_n+\mu_n\left(h-h_n\right)$

Fall A: Isotherm

$p(h)=p_n\cdot\exp\left( -\frac{g(h-h_n)}{R\,T_n}\left(M_n-\mu_n\cdot h_n+{\mu_n\over2}\cdot(h+h_n)\right) \right)$

Fall B: Stückweise lineare Temperatur

$p(h)=p_n\cdot\left(1+\frac{\alpha_n(h-h_n)}{T_n}\right)^{\gamma_n} \cdot\exp\left(-\frac{g\mu_n}{R\alpha_n}(h-h_n)\right)$

mit

$\gamma_n=\frac{g(\mu_n T_n-\alpha_n M_n)}{R\alpha_n^2}$

Der rekursive Aufbau aller Schichten i = 0...n erfolgt analog zur Atmosphäre mit stückweise linearer Temperatur. Beispiel für nichtkonstantes M: Erdatmosphäre oberhalb von 90 Kilometern Höhe (abschnittweise linear interpoliert).

Alternativ kann an Stelle von T auch eine durch die Molekularmasse "skalierte Temperatur", T_M, verwendet werden:

$T_M(h)=T(h)\cdot\frac{M_0}{M(h)}\quad\mathrm{bzw.}\quad M(h)=M_0\frac{T(h)}{T_M(h)}$

An Stelle des wahren Temperaturgradienten α tritt α_M, der Gradient von T_M. Da M in der Formel durch M₀ ersetzt wird, kann die einfachere Formel für konstantes M verwendet werden. Allerdings ist, insbesondere bei kleiner Anzahl der Stützstellen, zu beachten, dass M(h) hier nicht wie die Temperatur stückweise linear ist, denn der Molmassengradient µ ist nun nicht mehr konstant in jeder Teilschicht, sondern hat nach der w:Quotientenregel die Gestalt

$\mu = {\mathrm{d}M\over\mathrm{d}h} = M_0\frac{\alpha T_M-\alpha_M T}{T_M^2}\ .$

[Bearbeiten] Geopotential-Korrektur

h = Geopotential-Höhe

z = Wahre Höhe

R = Erdradius

$z(h)=\frac{R\,h}{R-h}\quad\mathrm{bzw.}\quad h(z)=\frac{R\,z}{R+z}$

⇒ z ≈ h für kleine h

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[Bearbeiten] Druck in Flüssigkeiten

[Bearbeiten] Druck in Gasen

[Bearbeiten] Isotherme Höhenformel

[Bearbeiten] Höhenformel mit linearem Temperaturverlauf

[Bearbeiten] Höhenformel mit stückweise linearem Temperaturverlauf

[Bearbeiten] Linearer Verlauf von Temperatur und Molmasse

[Bearbeiten] Geopotential-Korrektur

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