Визначення метеорологічних і кліматичних факторів Аналіз метеорологічних умов забруднення атмосфери (стр. 1 из 4)

Полтавський національний технічний університет

імені Юрія Кондратюка

Кафедра екології

Курсова робота з дисципліни:

Метеорологія і кліматологія

Виконав: студент групи 201-СЕ

Степаненков Г.В.

№ залікової книжки 07113

Перевірив: Ільяш О.Е.

Полтава 2009

ВИЗНАЧЕННЯ МЕТЕОРОЛОГІЧНИХ І КЛІМАТИЧНИХ ФАКТОРІВ

1. Визначення радіаційного балансу діяльного шару землі

1.1 Розрахунок радіаційного балансу

Радіаційний баланс діяльного шару землі R являє собою суму короткохвильової радіації R_К та довгохвильової радіації R_Д і залежить від складових його потоків

R = R_K + R_Д = (S_Г + D) · (1 - A) - B_ЕФ , (1.1)

де S_Г - потік сонячної радіації на горизонтальну земну поверхню, Вт/м², [1,2] ;

D - потік розсіяної радіації на земну поверхню, Вт/м², [1,2] ;

А - альбедо земної поверхні (див. завдання);

В_ЕФ- ефективне випромінювання, узяте зі зворотнім знаком, Вт/м² .

Величина В_ЕФ у свою чергу визначається як

В_ЕФ = σ · δз ·[ T₃⁴ - T_A⁴· ( 0.61 + 0.05 √е )] , (1.2)

де σ - постійна Стефана-Больцмана, що дорівнює 5.7·10^-11 кВт/(м² К⁴);

δз - відносна випромінююча властивість земної поверхні чи коефіцієнт випромінювання, δз=0,86;

Т_З - температура земної поверхні ,⁰К, що дорівнює Т_З = 273 + t₃ . Температура земної поверхні t₃ ,⁰С, приймається за [1];

Т₃ = 273+ 23=296° К;

Т_А - середнє значення температури повітря найбільш теплого місяця року, ⁰К(див анотацію);

Т_А=273 + t_a=290°К;

е - парціальний тиск водяної пари (пружність водяної пари), гПа, [1,2].

е - потенційний тиск водяної пари (пружність водяної пари), гПа,

Пружність водяної пари визначається за формулою

де φ - відносна вологість повітря φ = 65%; Е - тиск насиченої пари, гПа, Е=20,24 гПа.

(гПа)

0,099(Вт/м²)

(Вт/м²)

(Вт/м²)

(Вт/м²)

(Вт/м²)

(Вт/м²)

(Вт/м²)

(Вт/м²)

(Вт/м²)

Розрахунок величини радіаційного балансу R зводиться в табличну форму - табл.1.1.

Таблиця 1.1

Величинапотоків	Значення потоків, Вт/м2
	Часи доби
	2-3	3-4	4-5	5-6	6-7	7-8	8-9	9-10	10-11	11-12
I	-	-	17	98	213	360	495	590	677	730
Sr	-	-	15	56	84	99	112	126	129	133
Q	-	-	32	154	297	459	607	716	806	863
R	-	-	28	135	261	403	534	630	709	759
21-22	20-21	19-20	18-19	17-18	16-17	15-16	14-15	13-14	12-13
Часи доби

1.2 Побудова діаграми добового розподілу радіаційного балансу

На основі даних таблиці 1.1 будують сумісну діаграму добового розподілу сумарної сонячної радіації та радіаційного балансу у теплий період (липень).По горизонтальній осі відкладають часи доби, а по вертикальній - значення величини Q,(Вт/м²) та величини R , (Вт/м²) - рис1.1.

2.Аналіз теплового режиму атмосфери

2.1 Визначення розподілу температури атмосферного повітря по висоті

Розподіл температури атмосферного повітря по висоті характеризується вертикальним температурним градієнтом, ⁰С/м ,

γ = - (∆ t /∆ z) ·100 , (2.1.)

де ∆ t = t_ВРⁿ - t_ВР ^n-1 - різниця температур повітря на верхньому (заданому) та нижньому рівнях, ⁰С;

∆ z - різниця рівнів, м ( див. завдання);

γ - вертикальний температурний градієнт відповідно до кожного рівня висоти ( див. завдання).

Визначення розподілу температури по висоті t_ВР¹¸ t_ВР⁵ проводять за формулою

t_ВРⁿ = - [ ( γ · ∆ z) / 100 ] + t_ВР ^n-1 (2.2.)

s

1)

Z₁=50м

2)

Z₂=100м

3)

Z₃=700м

4)

Z₄=1300м

5)

Z₅=2000м

2.2 Побудова графіка кривої стратифікації

Користуючись визначеними даними зміни температури повітря з висотою у заданий період року, будують графік кривої стану атмосферного повітря (рис.2.1) – кривої стратифікації. На горизонтальній осі координат відкладають значення температур (⁰С) ,а на вертикальній – висоту (м).

2.3 Визначення характеру стану атмосфери

Визначення характеру стану атмосфери на заданих рівнях можна проводити, користуючись двома методами.

Ι метод передбачає порівняння динаміки зміни кривої стратифікації (1) з кривою стану суміші повітря, що адіабатично підіймається (2), яка додатково будується на рис.2.1.

Крива (2) характеризується величиною адіабатичного вертикального градієнта

γ_а = (∆ t /∆ z) ·100 = 1 ⁰С/ 100м (2.3)

За формулою (2.3) визначаються температури t_ВР¹¸ t_ВР⁵ і будується крива стану суміші повітря (2), що адіабатично підіймається, відповідно до заданих рівней z (рис. 2.1).

1)

Z₁=50м

2)

Z₂=100м

3)

Z₃=700м

4)

Z₄=1300м

5)

Z₅=2000м

За даними рис.2.1 проводиться аналіз характеру стану атмосфери на кожному рівні:

Z₁=50м γ₁=0,3 γ₁< γ_a-сильно усталена ;

Z₂=100м γ₂=0,9 γ₂< γ_a - слабо усталена

Z₃=700м γ₃=-0,5 γ₃< 0- інверсія;

Z₄=1300м γ₃=-1 γ_4<<0 - інверсія;

Z₅=2000м γ₃=-1,3 γ₅>γa- неусталена.

ІІ метод передбачає дослідження стану атмосфери шляхом визначення зміни з висотою величини потенційної температури, ^ОС,

Θ = t_ВР^п + γ_а· ( Z / 100 ) . (2.4)

Розподіл потенційної температури з висотою зображений на мал. 2.2., де по горизонтальній вісі координат відкладається температура 0, °С, а по вертикальній - висота z,, м.

До висоти Z₄ = 1300 м значення Θ збільшується , шо характеризує стан атмосфери як усталений, вище від 1300м до 2000м значення Θ зменшується, тому стан атмосфери неусталений.

3 Аналіз розподілу водяної пари в атмосфері

3.1 Визначення характеристик вологості повітря

Пружність (парциальний тиск) водяної пари визначається за формулою гПа,

е= φ · Е , (3.1)

де φ – відносна вологість повітря, %, φ = 88%;

Е – тиск насиченої пари, гПа, приймається за додатком 1 відповідно до значення t_а(Е=4,15 гПа).

Абсолютна вологість повітря визначається за формулою , г/м³,

а = 217 · е / Т , (3.2)

де Т = 273 + t_а , ^оК .

г/м³

Питома вологість повітря , г/кг, визначається як

s = 622 · е / p , (3.3)

де p – атмосферний барометричний тиск приймається рівним 1013.3 гПа.

(г/кг)

3.2 Визначення розподілу вологості повітря по висоті

Розподіл вологості по висоті характеризується величинами відносної φ_z або абсолютної а_zвологості на відповідних рівнях

φ_z = е_z / Е_z· 100 % , (3.4)

а_z = 217 · е_z / Т_ВР , (3.4а)

де е_z - парціальний тиск ненасиченого вологого повітря, гПа, на висоті Z визначається за формулою

е_z = е_о · 10 ^-z/6300 , (3.5)