На бирже курсовых и дипломных проектов можно найти образцы готовых работ или получить помощь в написании уникальных курсовых работ, дипломов, лабораторных работ, контрольных работ, диссертаций, рефератов. Так же вы мажете самостоятельно повысить уникальность своей работы для прохождения проверки на плагиат всего за несколько минут.

ЛИЧНЫЙ КАБИНЕТ 

 

Здравствуйте гость!

 

Логин:

Пароль:

 

Запомнить

 

 

Забыли пароль? Регистрация

Повышение уникальности

Предлагаем нашим посетителям воспользоваться бесплатным программным обеспечением «StudentHelp», которое позволит вам всего за несколько минут, выполнить повышение уникальности любого файла в формате MS Word. После такого повышения уникальности, ваша работа легко пройдете проверку в системах антиплагиат вуз, antiplagiat.ru, etxt.ru или advego.ru. Программа «StudentHelp» работает по уникальной технологии и при повышении уникальности не вставляет в текст скрытых символов, и даже если препод скопирует текст в блокнот – не увидит ни каких отличий от текста в Word файле.

Результат поиска


Наименование:


Курсовик Визначення радацйного балансу дяльного шару земл. Аналз теплового режиму та розподлу водяної пари в атмосфер. Характеристика об'єкта - джерела забруднення. Аналз метеорологчних умов поширення домшок повторюваност туманв й атмосферних опадв.

Информация:

Тип работы: Курсовик. Предмет: География. Добавлен: 02.05.2009. Сдан: 2009. Уникальность по antiplagiat.ru: --.

Описание (план):


17
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)
(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
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.)
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.
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,

И = tВРп + га · ( 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 И збільшується , шо характеризує стан атмосфери як усталений, вище від 1300м до 2000м значення И 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= ц · Е , (3.1)

де ц - відносна вологість повітря, %, ц = 88%;

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

Абсолютна вологість повітря визначається за формулою , г/м3,

а = 217 · е / Т , (3.2)

де Т = 273 + tа , 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 цz або абсолютної аz вологості на відповідних рівнях
цz = еz / Еz · 100 % , (3.4)
аz = 217 · еz / ТВР , (3.4а)
де еz - парціальний тиск ненасиченого вологого повітря, гПа, на висоті Z визначається за формулою
еz = ео · 10 -z/6300 , (3.5)
а Еz - тиск насиченої пари, гПа, при температурі повітря tВР на висоті Z (див. дод.1), е0 - пружність водяної пари на рівні zо; ТВР - температура повітря на відповідних рівнях Z.
eZ1= (гПа)
eZ2= (гПа)
eZ3= (гПа)
eZ4= (гПа)
eZ5= (гПа)
(г/м3)
(г/м3)
(г/м3)
(г/м3)
(г/м3)
Висота м
tBP
E гПа
е гПа
ц%
а г/м3
50
-5,35
4,12
3,58
86
2,9
100
-5,8
3,96
3,52
88
2,85
700
-2,8
4,97
2,82
56
2,26
1300
3,2
7,68
2,27
29
1,78
2000
-5,9
3,93
1,75
44
1,42
3.3 Розрахунок умов конденсації водяної пари в атмосферному
Повітрі

1. При радіаційному охолодженні земної поверхні охолоджується і прилеглий до неї шар повітря, що в багатьох випадках приводить до конденсації водяної пари.
Проводиться розрахунок умов конденсації насиченого вологого повітря з температурою tВП = ta , яке охолоджується до температури tОХ, tOX=-9 :
Да = аВП - аОХ , (3.6)
де абсолютна вологість насиченого повітря аВП чи аОХ визначається відповідно
аВП = 0.8 · ЕВП /(1 + 0.004 · tВП ) , (3.7)
аОХ = 0.8 · ЕОХ /(1 + 0.004 · tОХ ). (3.8)
де ЕОХ - тиск насиченого повітря, охолодженого до температури tОХ, яка приймається за завданням.
(г/м3)
(г/м3)
Різниця величин абсолютної вологості насиченого та охолодженного повітря становить
Да = 2,62-1,58 = 1,04 (г/м3).

Таким чином, за таких умов в 1м 3 атмосферного повітря сконденсується 1,04г водяної пари.
2. Конденсація водяної пари відбувається також при змішуванні двох близьких до стану насичення мас повітря, які мають різну температуру.
Розрахунок кількості водяної пари, що сконденсується і видалиться з повітря, та розрахунок підвищення температури суміші мас повітря викону-ється в наступній послідовності.
У першому наближенні температура суміші
tC1 = ( t1 + t2 ) / 2 , (3.9)
де t1 - температура повітря на рівні z3 = 700 м приймається t1 = tВР2 =
=-2,8 ОС;
t2 - температура холодної маси повітря, ОС, t2=-11 ОС.
Тиск насиченої пари при t1 і t2 визначається за додатком 1 (E1=4.97 гПа; Е2=2,64 гПа), а їх середнє значення становить:
ЕСР = (Е1 + Е2) / 2 . (3.10)
(гПа)
При температурі суміші tC1 і відповідному значенні тиску насиченої пари ЕС=3,67 гПа надлишок водяної пари становить:
ДЕ = ЕСР - ЕС . (3.11)
(гПа)
Визначається кількість вологи, г, що видаляється з 1кг надлишку насиченого вологого повітря в процесі конденсації (питома вологість)
ДS = 622· ДЕ / p . (3.12)
(г/кг)
При конденсації водяної пари виділяється теплота конденсації. Її питома величина, кДж/кг, визначається як
qК = 2500 + 1.806 · tC1 , (3.13)
(кДж/кг)
Загальна кількість теплоти конденсації визначається за залежністю
QК = qК · ДS . (3.14)
(кДж/кг)
При цьому підвищується температура суміші повітря на величину
Дt = QК / c , (3.15)
де c = 1.005 кДж/ (кг оС) - питома теплоємність повітря при постійному атмосферному тиску.
Остаточно температура повітря, яку набула суміш у ході конденсато-утворення, визначається як
tС = tС1 + Дt . (3.16)
tc=-6,9+0,198=-6,7
Таким чином, при конденсації водяної пари температура суміші для умов прикладу підвищиться від -6,9 до -6,7 ОС.
3.4 Визначення рівня конденсації

Рівень конденсації визначається за формулою, м ,
zК = 122·( tа - ) (3.17)
zК = 22·( 100 - ц ) (3.17а)
де ta - середня температура заданого місяця, ta=-5.2; - температура точки роси, ОС, на початковому рівні zо знаходиться за додатком 1 при відповідному значенні парціального тиску водяної пари е ( при ta ) ; ц - відносна вологість , %, на рівні z.

(м)
Температура на рівні конденсації при адіабатичному підійманні вологого повітря визначається як, ОС,
tК = ta - zК / 100 . (3.18)
(м)
Таким чином, рівень zК = 220м відповідає межі, на якій розпочинає відбуватись конденсаційні процеси і характеризує висоту утворення купчастих хмар над земною поверхнею.
3.5 Визначення висоти шару перемішування

и т.д.................


Перейти к полному тексту работы



Смотреть похожие работы


* Примечание. Уникальность работы указана на дату публикации, текущее значение может отличаться от указанного.