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 = σ · δз ·[ T34 – TA4 · ( 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;
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 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
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 ,
γ = – (∆ 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);
γ – вертикальний температурний градієнт відповідно до кожного рівня висоти ( див. завдання).
Визначення розподілу температури по висоті tВР1 tВР5 проводять за формулою
tВРn = – [ ( γ · ∆ 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.
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
γа = (∆ 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 γ1=0,3 γ1γa – неусталена.
ІІ метод передбачає дослідження стану атмосфери шляхом визначення зміни з висотою величини потенційної температури, ОС,
Θ = tВРп + γа · ( 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 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 φz або абсолютної аz вологості на відповідних рівнях
φz = 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 φ% 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 :
Δа = 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
Δа = 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:
ΔЕ = ЕСР – ЕС . (3.11)
(гПа)
Визначається кількість вологи, г, що видаляється з 1кг надлишку насиченого вологого повітря в процесі конденсації (питома вологість)
ΔS = 622· ΔЕ / 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 · ΔS . (3.14)
(кДж/кг)
При цьому підвищується температура суміші повітря на величину
Δt = 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 + Δt . (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 – φ ) (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 ) ; φ – 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
Усталеність примежевого шару атмосфери характеризується так званою “висотою шару перемішування”, де на розсіювання забруднювачів значною мірою впливає конвективне та турбулентне перемішування.
Висота шару перемішування (рівня конвекції) обумовлюється рівнем, на якому температура насиченої маси повітря tнас , що адіабатично підіймається, досягає температури навколишнього атмосферного повітря tн.п , тобто висота шару перемішування визначається за умови tнас= tн.п. Розрахунок рівня конвекції здійснюється у такій послідовності.
1. Визначається вологоадіабатичний градієнт γВ , величина якого залежить від атмосферного тиску pzк на рівні zК і tК .
Для знаходження значення pzк необхідно визначити вертикальний градієнт тиску G , гПа/100м,
G = g· p /R · (273 + tа), (3.19)
де g прискорення вільного падіння, що приймається 9,81 м/с
p барометричний тиск ( 1013.3 гПа);
R – питома газова постійна вологого повітря, м2/(с2 К), що знаходиться як
R = Rс · (1 + 0,608 · s) , (3.20)
де Rс – питома газова постійна сухого повітря 287 м2/(с2 К).
(гПа/100м)
Величина атмосферного тиску на висоті zК визначається як
pzк = p + Δp = p + (-G · zК ). (3.21)
(гПа)
Значення вологоадіабатичного градієнта γВ приймається за додатком 2 відповідно до одержаних pzк=1001,42 гПа і tК=-7,4 .
Виходячи з отриманого значення γВ , визначається розподіл температури насиченої маси повітря tнас по висоті.
2. Визначається температура навколишнього атмосферного повітря tн.п на рівні zК і далі її розподіл по висоті, виходячи з tВРn і γn . Результати розрахунків зводяться в таблицю 3.2.
Розрахунок зводиться в таблицю 3.2.
Таблиця 3.2
Температура повітря, оС відповідно по висоті , м
220 2000 2500 2800 2824
Насиченої маси повітря -7,4 -20,6 -24,3 -26,45 -26,5
Навколишнього повітря -5,2 -5,9 -18,4 -25,9 -26,5
Таким чином, одержано, що висота шару перемішування знаходиться на рівні zш.п = 2824 м.
3.6 Побудування графіку кривої стану повітря
Графік (рис.3.1) повинен містити:
1) криву стратифікації для періоду року, що досліджується;
2) криву стану повітря, що адіабатично підіймається;
3) криву стану насиченої маси повітря.
По горизонтальній осі відкладаються значення температури, ОС, а по вертикальній – висота z, м. На графік наносяться визначені рівень конденсації zК та висота шару перемішування zш.п .
4 Аналіз режиму вітрів
Для проведення аналізу режиму вітрів, що характеризує метеорологічні умови заданого району, будується роза вітрів для теплого, холодного періоду року та річна роза вітрів.
По 8 румбам відмічають у процентному відношенні значення повторюваності вітрів у відповідних напрямках, що характерні для теплого (липень) періоду року, для холодного (січень) періоду року та річні значення (рис.4.1).
5. Кліматична характеристика місцевості
Характеристика кліматичного режиму місцевості складається на основі кліматограми, яка являє собою графічне відображення річного ходу основних метеорологічних елементів у даній місцевості:
1) середня місячна температура повітря,ОС;
2) відносна вологість повітря, %;
3) середня місячна швидкість повітря, м/с;
4) середня місячна сума опадів , мм ;
5) місячний максимум опадів, мм ;
6) місячний мінімум опадів, мм;
7) повторюваність похмурого неба, %;
8) повторюваність туманів, %;
Для побудування кліматограми використовуються дані, прийняті за [1-3].
АНАЛІЗ МЕТЕОРОЛОГІЧНИХ УМОВ ЗАБРУДНЕННЯ АТМОСФЕРИ
6. Характеристика об’єкта – джерела забруднення
Метеорологічні умови суттєво впливають на процеси перенесення і розсіювання шкідливих речовин в атмосфері. Для аналізу і прогнозування цих процесів необхідно враховувати характеристику джерела забруднення.
Для хімічного виробництва характеристика основних джерел викидів повинна бути представлена:
– висотою джерела викидів над рівнем землі H=18 м;
– діаметром устя джерела D=1,0 м;
– об’ємом газоповітряної суміші V=22, м3/с;
– температурою суміші, що викидається Твик =15 ОС, (характером викидів);
Маємо гарячі викиди так як ∆t>20 ОС
– кількістю джерел приблизно з однаковими параметрами викидів N=2 , шт;
– відстанню від підприємства до населеного пункту L=1500 м;
Аналіз рівня забруднення атмосфери в районі розташування промислового підприємства та на території населеного міста проводиться на основі якісної оцінки впливу основних метеорологічних та кліматичних параметрів. Зазначаються також періоди року найбільш несприятливих метеорологічних умов із точки зору їх впливу на підвищення рівня забруднення атмосфери в даному районі.
7. Аналіз впливу метеорологічних факторів на рівень забруднення атмосфери
7.1 Аналіз режиму вітрів
Рівень забруднення атмосфери в районі розташування джерел викидів промислових домішок і на відстані від них суттєво залежить від швидкості та напрямку вітру.
Для кожного джерела існує деяка небезпечна швидкість вітру uм , при якій спостерігаються максимальні концентрації домішок у приземному шарі атмосфери [6]. Небезпечна швидкість пропорційна параметру vм .
Для нагрітих викидів
vм = 0,65 , (7.1)
де ∆T – різниця між температурою суміші, що викидається, і температурою навколишнього повітря, ОС; H – висота джерела викидів над рівнем землі, м; N – кількість труб приблизно з однаковими параметрами викидів, шт; V – сумарний об’єм газоповітряної суміші, що викидається в атмосферу усіма джерелами, визначається як: V = V1 · N,
де V1 – витрата газоповітряної суміші одним джерелом, м3/с.
(м/с)
Приблизно приймається, що
при vм
Нашли опечатку? Выделите и нажмите CTRL+Enter
