传热学中雅各布数的物理意义是什么？它所表征是何种因素对传热的影响？

你好！我来说说。

雅各布（Jakob）数 Ja 是在研究膜状凝结换热影响因素时引入的。它是液体相变（包括膜状换热和沸腾传热）时液体过热的热量与潜热的一种度量。

由于在数值上是 显热和潜热的比值，因此 Ja 数 是衡量液膜过冷度的一个无量纲数。在Nusselt的膜状换热理论分析中为了为了使边界方程组简化，从而忽略了液膜过冷度的影响，并假定液膜温度线性分布。引入Ja数就考虑了液膜过冷和温度实际分布对传热的影响，从而表征了液膜的过冷度和非线性对液体相变换热的影响。

梁弯曲时正应力沿截面高度呈线性分布，中性轴处正应力为0，上下边缘处正应力为最大。

矩形梁截面上剪应力的方向都平行于剪力，沿截面高度方向上的分布是按抛物线规律鸾化的。截面上下边缘处剪力等于零，中性轴处剪力最大。

望采纳

两个正态分布的任意线性组合仍服从正态分布（可通过求两个正态分布的函数的分布证明），此结论可推广到n个正态分布 。

例如：

设两个变量分别为X,Y，那么E（X+Y）=EX+EY;E(X-Y)=EX-EY

D(X+Y)=DX+DY;D(X-Y)=DX+DY。

正态分布（Normal distribution），也称“常态分布”，又名高斯分布（Gaussian distribution），最早由A棣莫弗在求二项分布的渐近公式中得到。CF高斯在研究测量误差时从另一个角度导出了它。PS拉普拉斯和高斯研究了它的性质。是一个在数学、物理及工程等领域都非常重要的概率分布，在统计学的许多方面有着重大的影响力。

正态曲线呈钟型，两头低，中间高，左右对称因其曲线呈钟形，因此人们又经常称之为钟形曲线。

若随机变量X服从一个数学期望为μ、方差为σ^2的正态分布，记为N(μ，σ^2)。其概率密度函数为正态分布的期望值μ决定了其位置，其标准差σ决定了分布的幅度。当μ = 0,σ = 1时的正态分布是标准正态分布。

参考资料：

E(X)=1，D(X)=3²

E(Y)=1，D(Y)=4²

E(X-Y)=E(X)-E(Y)=1-1=0

D(X-Y)=D(X)+D(Y)

=3²+4²

=5²

∴X-Y~N(0，5²)

铅同位素组成是一种非常有用的地球化学示踪体系，用其不仅能指示地壳演化，而且可以指示矿床成因与成矿物质来源（陈江峰等，2004）。据磁黄铁矿12 件，闪锌矿2 件，方铅矿3件，黄铁矿6件铅同位素样品测定，结合搜集前人5件黄铜矿铅同位素测试结果可知，硫化物中U和Th含量低微，故硫化物形成后U和Th衰变产生的放射成因铅的数量少，对其铅同位素组成的影响可以忽略不计（张理刚，1992；沈能平等，2008）。故研究中铅同位素组成不需要经过校正，即代表矿床矿石形成时的初始铅同位素比值。

赛什塘铜多金属矿床中矿石的铅同位素组成明显分为两组，磁黄铁矿较其他矿石206Pb/204Pb值偏高，相对富238U，其206Pb/204Pb比值为18216～20056，均值为18704，极差为1840；207Pb/204Pb比值为15494～15643，均值为15559，极差为0149；而208Pb/204 Pb比值为38039～38494，均值为38244，极差为0455。其余矿石放射性成因铅相对较少，其206Pb/204Pb比值为18132～18410，均值为18266，极差为0278；207Pb/204Pb比值为15442～15721，均值为15575，极差为0279；而208Pb/204Pb比值为37993～38672，均值为38289，极差为0679。以上铅同位素组成除磁黄铁矿206Pb/204Pb极差为1840 外，206 Pb/204Pb和208Pb/204Pb的极差均小于1，说明矿区铅同位素组成较均一。

在Zartman铅同位素构造模式图解中（图620），所有样品均落在地幔或上地壳铅演化线与造山带铅演化线之间，跨越了上地壳、地幔和造山带铅增长线，形成混合铅带，说明矿石铅的来源比较复杂，具有混源的特征，从图解中可认为是造山带铅与上地壳或地幔的混合。但是由于模式图中造山带铅的含义不明确，实际包括了高μ值的整合铅、俯冲带的壳幔混合铅、海底热水作用铅和部分沉积与变质作用铅（朱炳泉等，1998；沈能平等，2008），故矿床的铅来源应结合其他地质特征来确定。从图中还可以看出，闪锌矿、方铅矿及黄铁矿矿石铅具有较好的线性分布，磁黄铁矿矿石铅较为杂乱，与上述矿石铅线性分布不一致，推测其铅来源可能不同，为不同期次产物；黄铜矿与磁黄铁矿矿石铅较为相近，两者可近似看做一线性排列，说明其铅来源可能一致，成矿关系更为密切。

图620 赛什塘铜多金属矿床矿石铅同位素组成图

A地幔（Mantle）；B造山带（Orogen）；C上地壳（Upper Crust）；D下地壳（Lower Crust）

赛什塘矿床铅同位素的μ值为918～970，平均为939。按照Doe et al（1979）的标准，上地壳铅的μ值大于958，上地幔铅的μ值小于958，赛什塘矿床铅同位素的μ值在958之间浮动，更偏向于上地幔值，显示出本矿床壳幔混合铅的特征，且铅主要来源于上地幔，与铅同位素演化曲线的判别结果相一致。

朱炳泉等（1998）对大量矿石铅和岩石铅同位素的深入研究表明，钍铅的变化以及钍铅与铀铅同位素组成的相互关系对地质过程与物质来源能提供更丰富的信息。为了突出铅同位素组成之间的变化关系和消除时间因素的影响，他们将三种铅同位素组成表示成与同时代原始地幔铅的相对偏差Δα、Δβ和Δγ，并提出了矿石铅同位素的Δγ-Δβ成因分类图解。在矿石铅同位素的Δγ-Δβ成因分类图解（图621）中，样品基本落于上地壳与地幔混合的俯冲带岩浆作用铅范围内。

图621 赛什塘铜多金属矿床矿石铅同位素Δγ-Δβ成因分类图解

（据朱炳泉等，1998）

1地幔源铅；2上地壳铅；3上地壳与地幔混合的俯冲带铅（3a岩浆作用；3b沉积作用）；4化学沉积型铅；5海底热水作用铅；6中深变质作用铅；7深变质下地壳铅；8造山带铅；9古老页岩上地壳铅；10退变质铅

上述研究表明，该区矿石铅应属壳、幔混合铅，表明其成因上与石英闪长岩浆活动有关，黄铜矿与磁黄铁矿关系密切，属同期产物，闪锌矿、方铅矿和黄铁矿为同期产物。矿石铅的深源性与硫同位素特征相一致，亦与区内个别部位存在深源元素（如Co、Ni、Cr、Mo等）异常相吻合。

均质土的自重应力沿深度呈线性分布；非均质土的自重应力沿深度呈折线分布。地下水位以上土层采用天然重度，地下水位以下土层采用浮重度。

地下水位下降会引起自重应力的变化，使地基中原地下水位以下部分土的有效自重应力增加，从而造成地表大面积附加下沉；地下水位上升，使原来位于地下水位以上的土体处于地下水位之下，会使这部分土体压缩量增大，抗剪强度降低，引起附加沉降。

关于土的有效自重应力的定义

土的有效自重应力是一种有效应力，在一般情况下不能简称为土的自重应力，在不可能引起混淆的场合（如不涉及地下水和地表水的场合）才可简称为土的自重应力。其概念来源于有效应力原理。不仅其计算必须遵循有效应。

力原理，其定义也必须遵循有效应力原理。因此，土的有效自重应力的定义应该是土的自重应力中能引起土体变形的那部分应力或者说是土的自重应力中的有效部分。

当计算由土的自重引起的土体变形时，必须计算土的有效自重应力。但不计算土的自重应力，就无从计算土的有效自重应力；没有土的自重应力，就没有土的有效自重应力。

因此，土的自重应力和有效自重应力这两个概念都是需要的，只提土的自重应力而不提（或否定）土的有效自重应力或者只提土的有效自重应力而不提（或否定）土的自重应力都是片面的。