Быстрый поиск

Визначення метеорологічних і кліматичних факторів. Аналіз метеорологічних умов забруднення атмосфери

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 RК та довгохвильової радіації RД і залежить від складових його потоків

R = RK + RД = (SГ + D) · (1 - A) - BЕФ , (1.1)

де SГ - 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);

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

Величина ВЕФ у свою чергу визначається як

ВЕФ = у · дз ·[ T34 - TA4 · ( 0.61 + 0.05 vе )] , (1.2)

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

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

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

Т3 = 273+ 23=296° К;

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

ТА=273 + ta=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 ц - відносна вологість повітря ц = 65%; Е - тиск насиченої пари, гПа, Е=20,24 гПа.

(гПа)

0,099(Вт/м2)

(Вт/м2)

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

Таблиця 1.1

Величина потоків	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 ,

г = - (? t /? z) ·100 , (2.1.)

де ? t = tВРn - tВР n-1 - різниця температур повітря на верхньому (заданому) та нижньому рівнях, 0С;

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

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

Визначення розподілу температури по висоті tВР1 tВР5 проводять за формулою

tВРn = - [ ( г · ? z) / 100 ] + tВР n-1 (2.2.)

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.

Й 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

га = (? t /? z) ·100 = 1 0С/ 100м (2.3)

За формулою (2.3) визначаються температури tВР1 tВР5 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 г1=0,3 г1< гa -сильно усталена ;

Z2=100м г2=0,9 г2< гa - слабо усталена

Z3=700м г3=-0,5 г3< 0 - інверсія;

Z4=1300м г3=-1 г4<<0 - інверсія;

Z5=2000м г3=-1,3 г5>гa - неусталена.

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