Метеорологія та кліматологія

 

9. Середня кількість днів з туманами

 

I	II	III	IV	V	VI	VII	VIII	IX	X	XI	XII	Рік
20	17	18	10	3	3	2	3	3	14	22	22	94

 

 

 

 

 

 

 

 

Ι. 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] ;

      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=0,97;

      Т_З - температура земної поверхні ,⁰К,  що дорівнює  Т_З = 273 + t₃ .

Температура земної поверхні   t₃  ,⁰С,  приймається  за [1];   

Т_З = 273 +24=297;

Т_А  - середнє значення температури повітря найбільш теплого місяця року, ⁰К; 
T_A = 273 +20=293;

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

 

е =φ*Е/100,

де φ – відносна вологість  повітря, φ=65%;

     Е – тиск насиченої  пари,гПа,Е=19,86 гПа.

 

е =23,37*65/100=15,19 гПа

 

В_ЕФ  =  5.7·10^-11*0,975*[297⁴ – 293^4*(0,61+0,05 *

)]=0,1 Вт/м²

 

R =34*(1-0,13)-0,1=29,48 Вт/м²

R =161*0,87-0,1=139,97 Вт/м²

R =300*0,87-0,1=260,9 Вт/м²

R =462*0,87-0,1=401,84 Вт/м²

R =607*0,87-0,1=528 Вт/м²

R =712*0,87-0,1=619,34 Вт/м²

R =798*0,87 -0,1=694,16 Вт/м²

R =859*0,87-0,1=747,23 Вт/м²

 

 

Розрахунок величин  радіаційного балансу К. зводиться у табличну форму:

 

Таблиця 1.1

Величина потоків	Значення потоків, Вт/м2
	Години доби
	2-3	3-4	4-5	5-6	6-7	7-8	8-9	9-10	10-11	11-12
SГ	-	-	17	56	84	98	112	126	129	133
I	-	-	17	105	216	364	495	586	669	726
Q	-	-	34	161	300	462	607	712	798	859
R	-	-	29,48	139,97	260,9	401,84	528	619,34	694,16	747,23
	21-22	20-21	19-20	18-19	17-18	16-17	15-16	14-15	13-14	12-13
	Години доби

 

 

1.2.    Побудова  діаграми добового розподілу  радіаційного балансу.

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

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

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.)

 

1)  t_ВР¹ = - [(0 · 30 ) / 100] + 13,8= 13,8 ⁰С ;         Z₁ =30

2)  t_ВР² = - [( 1,0 · 50 ) / 100] +13,8 = 13,3 ⁰С ;                              Z₂ =80

3)  t_ВР³ = - [(-1,0 · 420 ) / 100]  + 13,3 = 17,5 ⁰С ;                        Z₃ =500

4) t_ВР⁴ = - [(-0,5 · 500) / 100] +17,5 = 20 ⁰С;                                Z₄ =1000

5) t_ВР⁵ = - [(1.3·800)/ 100] + 20= -9,6 ⁰С.                                      Z₅ =1800

 

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).

 

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).

 

 

 

 

 

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

 

Z₁ = 30 м       (γ ₁ =0 )                                       -  ізотермія ;

Z₂ = 80 м       (γ ₂ = 1,0 )                                  -  рівноважна ;

Z₃ = 500 м     (γ ₃ = -1.0 )                                  -  сильно інверсія ;

Z₄ = 1000 м   (γ ₄  = -0,5 )                                  - слабо інверсія;

          Z₅ = 1800 м   ( γ₅ = 1.3 )                                    -неусталена.

 

 Визначаємо розподіл температури суміші повітря:

 

1. t_ВР¹ = - [(1 · 30) / 100] + 13,8 = 13,5 ⁰С ;
2. t_ВР² = - [ (1 · 50)  / 100] + 13,5 = 13 ⁰С ;
3. t_ВР³ = - [ (1 · 420 ) / 100]  + 13 = 8,8 ⁰С ;
4. t_ВР⁴ = - [ (1 · 500) / 100] +8,8 = 3,8 ⁰С;
5. t_ВР⁵ = - [ (1 · 800) / 100] +13,8 = -4,2 ⁰С.

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

 

            3. Аналіз розподілу водяної пари в атмосфері

 

  3.1  Визначення характеристик вологості повітря

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

 е= φ · Е/100 ,         (3.1)    

  

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

     Е – тиск насиченої пари, гПа, приймається за додатком  1 відповідно до  значення t_а .(Е=15,78гПа)

 

е=15,78 · 70/100=11,05 гПа

 

Абсолютна вологість  повітря  визначається за формулою , г/м³,

 

        а = 217 · е / Т ,               (3.2)

де  Т = 273 + t_а , ^оК .

 

а =217 · 11,05/(273+13,8)=8,36 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.

 

s =622· 11,05/1013,3=6,78 г/кг

 

3.2  Визначення розподілу  вологості повітря по висоті

Розподіл  вологості по висоті характеризується величинами відносної  φ_z або абсолютної а_z вологості 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)

 

 а  Е_z – тиск насиченої пари, гПа, при температурі повітря  t_ВР   на  висоті  Z (див. дод.1), е₀ – пружність водяної пари на рівні  z_о; Т_ВР - температура повітря на відповідних рівнях Z.

 

 

 

 

е_z1=11,05 · 10^-30/6300=10,93 гПа

е_z2=11,05 · 10^-80/6300=10,73 гПа

е_z3=11,05 · 10^-500/6300=9,20 гПа

е_z4=11,05 · 10^-1000/6300=7,67 гПа

е_z5=11,05 · 10^-1800/6300=5,72 гПа

 

φ_z1 =10,93/15,78 · 100%=69 %

φ_z2 =10,73/15,28 · 100%=70 %

φ_z3 =9,20/20 · 100%=46 %

φ_z4 =7,67/23,37 · 100%=33 %

φ_z5 =5,72/11,95 · 100%=48 %

 

а_z1 =217 · 10,93/286,8=8,27 г/м³

а_z2 =217 · 10,73/286,3=8,13 г/м³

а_z3 =217 · 9,20/290,5=6,86 г/м³

а_z4 =217 · 7,67/293=5,68 г/м³

а_z5 =217 · 5,72/282,6=4,39 г/м³

 

Розрахунок розподілу вологості повітря зводиться в таблицю 3.1.

Таблиця 3.1

Висота, м	tВР , 0С	Еz , гПа	еz , гПа	φz , %	аz, г/м3
30	13,8	15,78	10,93	69	8,27
80	13,3	15,28	10,73	70	8,13
500	17,5	20,0	9,20	46	6,87
1000	20	23,37	7,67	33	5,68
1800	9,6	11,95	5,72	48	4,39

 

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 t вп = t_а , яке охолоджується до температури tох =-(5-10)° С=(-2,6) -5= -7,6 °С:

 

                          Δа = а_ВП – а_ОХ  ,       (3.6)

 

де  абсолютна вологість насиченого повітря   а_ВП  чи  а_ОХ   визначається відповідно

а_ВП = 0.8 · Е_ВП /(1 + 0.004 · t_ВП ) ,     (3.7)

а_ОХ = 0.8 · Е_ОХ /(1 + 0.004 · t_ОХ ).     (3.8)