Аналіз природно-кліматичних умов Луганської області

Размещено на http://www.allbest.ru/

[Введите текст]

Курсова робота

з дисципліни «Метеорологія та кліматологія»

Вступ

Метеорологія - це наука про атмосферу, її склад, будову, властивості, фізичні і хімічні процеси, які в ній протікають.

Атмосфера - газоподібна оболонка Землі з аерозольними частинками, які містяться в ній, яка рухається із Землею у всесвітньому просторі як єдине ціле і одночасно і одночасно приймає участь у її обертанні.

Головні задачі метеорології - опис стану атмосфери на даний поточний момент часу та його прогноз на майбутнє.

Фундаментальні метеорологічні дисципліни:

загальна метеорологія (фізика атмосфери) - вчення про загальні закономірності атмосферних явищ і процесів. Атмосферне явище - фізичний процес, який супроводжується якісною зміною стану атмосфери;

синоптична метеорологія - вчення про загальні (глобальні) атмосферні процеси та закономірності розподілу і зміни погоди на земній кулі, а також про методи її передбачення. Погода - фізичний стан атмосфери біля поверхні землі в конкретний проміжок часу, в конкретному районі, що визначається сукупністю метеорологічних величин і атмосферних явищ. Метеорологічні величини - величини, які використовуються для кількісної характеристики стану атмосфери - температура повітря, тиск, вологість, напрямок та швидкість вітру, інтенсивність опадів і т.д.;

кліматологія - наука, що вивчає закономірності формування кліматів, їх розподілу по земній кулі і зміни у минулому і майбутньому. Глобальний клімат - клімат Землі, який поєднує всі типи клімату. Локальний клімат - багаторічний режим погоди, зумовлений сонячною радіацією, її перетворенням у діяльному шарі земної кулі та пов'язаною з ним загальною циркуляцією атмосфери і характерний для певної місцевості, залежно від її географічного положення. Мікроклімат - клімат приземного шару повітря, обмеженої території, зумовлений неоднорідністю земної поверхні.



1. Аналіз природно кліматичних умов Луганської області

Луганська область - адміністративно-територіальна одиниця України, розташована в басейні середньої течії Сіверського Дінця. Посідає шосте місце за населенням і десяте за площею серед адміністративно-територіальних одиниць країни. На північному сході та сході межує з Білгородською, Воронезькою і Ростовською областями Росії. На заході з Донецькою і Харківською областями України. Луганську область образно називають східною брамою чи світанком України.

Площа області складає 26 684 кмІ.

Рельєф

Поверхня області представляє собою хвильову рівнину, що підвищується з долини Сіверського Дінця на північ і на південь, де розташований Донецький кряж.

Він був сформований потужними товщами осадових порід стародавніх морів, що колись існували тут.

Найвища точка - Могила Мечетна - 367 м. Найбільш характерною рисою кряжа є чергування пагорбкуватих водораздільних площин з глибокими крутобережними річковими долинами і сухими балками. В долині рік Міуса і Нагольної висота Донецького кряжа знижується, і східні схили переходять в Приазовську берегову рівнину. На північ зниження проходить поступово і до Сіверського Дінця обривається стрімким виступом, утворюючи мальовничий правий берег ріки. В лівобережній частині області простягається Старобільська рівнина. На крайній півночі в межі області заходять вибалки Середньоруського узгір'я.

Абсолютні висоти тут поступово знижуються (від 216 до 50м) на південь і південний захід до долини Сіверського Дінця.

Вздовж лівого берега ріки тягнеться порівняно неширока (16 - 18 км.) терасова рівнина, вкрита, головним чином пісками, місцями сформованими в дюни.

Ґрунти

Ґрунти родючі, головним чином чорноземні. Потужність найродючіших пластів досягає метра товщини, а іноді навіть більше. Поширені також дернові ґрунти. Застосування правильної агротехніки дозволяє збирати досить високі урожаї вирощуваних тут сільскогосподарських культур, баштанних, овочів.

Клімат

Клімат помірно континентальний з відчутними засухами. Середня температура найтеплішого місяця червня +21°C і січня ? 7 °C. Вітри переважно східні і південно-східні. Максимальна середньорічна кількість опадів (550мм) випадає в найбільш піднятій частині Донецького кряжа. Дощі часто випадають у вигляді короткочасних злив. Зима порівняно холодна, з різкими східними і південно-східними вітрами, відлигами і ожеледицями, малосніжна. Весна - сонячна, тепла, нерідко супроводжується сухими східними вітрами, заморозками. Літо жарке, друга половина його - помірно суха. Осінь сонячна, тепла, суха.

Водні ресурси

Водні ресурси області формуються в основному за рахунок річкового стоку р. Сіверський Донець, який поступає з прилеглих територій і безпосередньо в межах області, а також експлуатаційних запасів підземних вод. Сумарні водні ресурси складають у середньому по водності рік 5,65 кв.км, з яких 64 % складає притік, 226 - місцевий стік і 10 % підземні води.

В області - 123 річки, 6 із яких мають довжину більш 100 км. Головна річка - Сіверський Донець, довжина її в межах області складає 265 км, площа водозабору - 24,9 кв.км, або 93 % площі області. Також є 60 озер, найбільші з них Боброве та Вовче, 60 водосховищ площа дзеркала яких складає 5,68 тис.га, 302 ставки - площа дзеркала 2,67 тис.га. Річки, озера, водосховища і ставки використовуються для промислового, комунального водопостачання, зрошення і риборозведення.

Стосовно запасів водних ресурсів Луганська область відноситься до недостатньо забезпечених. Водозабезпеченість території і населення області загальними водними ресурсами в 1,5-2,0 раз нижче ніж в середньому по Україні. Особливістю водного режиму річок області є нерівномірний розподіл стоку протягом року. Місцеві водні ресурси не забезпечують розбавлення стічних, особливо забруднених вод, що не дає можливості підтримувати потрібний санітарно-екологічний стан річок.

Стан підземних вод в області характеризується постійним погіршенням їх якості за рахунок збільшення загальної жорсткості,мінералізації та появи шкідливих компонентів. Основною причиною забруднення підземних вод є значне техногенне навантаження території і незахищеність водоносних горизонтів з поверхні землі. Прогнозні розрахунки запасів коніційних питних підземних вод при незмінному рівні техногенного впливу на території області на 2010 рік очікуються в обсязі 161,0 тис.куб.м на добу. Приведені дані свідчать, що проблема збереження поверхневих та підземних вод в області надто гостра.

Рослинність.

Луганська область знаходиться в зоні різнотравно-топчаково-ковильних степів. Рослинність в результаті діяльності людини зазнала великих змін. Велика частина території області розорана, лише на схилах ярів, в долинах рік і в заповідниках (Стрілецький степ, Провальський степ) збереглися ділянки степової рослинності.

Тут зростає більше тисячі видів різноманітних рослин. Лісів мало (біля 7 % території області). Вони розміщені вподовж річок, на схилах долин, балок і ярів.

Переважають ліси байрачного типу.

Вони ростуть в балках і відзначаються істотною різноманітністю: серед них нараховується близько 50 порід дерев і кущів. Переважають такі породи - дуб, береза, ясен. Підлісок представлений жовтою акацією, кущами терену, бузини, шипшини. Ці види зустрічаються на узліссі та прогалинах.

Тваринний світ

Фауна області представлена головним чином степовими і деякими лісовими тваринами. Степові види поширені переважно в Донецько-Донських степах (на північ від Дінця) та на Кряжі; лісові види проникають на територію області з північного заходу уздовж річища Дінця.

Твариною-символом області є бабак степовий, зокрема зображений на гербі.

Із хижаків зустрічаються: вовк, лисиця, куниця кам'яна, єнот, ласка та ін. Серед гризунів найбільше поширені: заєць сірий, бабак степовий, сліпак, соня лісова, полівка лучна, мишак уральський, і т. д. До рідкісних видів серед ссавців належать тушкан великий, їжак вухатий, більшість поширених в області видів кажанів і мишівок. За останні 20 років зникли такі види як хохуля, хом'як; у той самий час значно збільшили свою чисельність миша курганцева, нориця руда та ін. види, що раніше були не характерні для регіону.

2. Дорожньо-кліматичний графік даної області

Згідно з дорожньо-кліматичним графіком визначають: календарну тривалість лінійних робіт; робіт, які виконують за температури повітря вище , від до та вище ; період роботи з мерзлими ґрунтами; кількість днів роботи в дві зміни; кількість неробочих днів за атмосферними умовами; дані для розрахунку весняного та осіннього бездоріжжя.

На основі аналізу кліматичних умов розраховують: терміни початку і закінчення весняного та осіннього бездоріжжя і, відповідно, тривалість лінійних і зосереджених робіт.

Для глинистих (супісок, суглинок, глина) ґрунтів дати можливого початку і кінця весняного бездоріжжя визначають за формулами



,

,

де - дата переходу температури повітря весною через , визначають за ДКГ;

- середньомаксимальна глибина промерзання ґрунту в районі будівництва,см;

- кліматичний коефіцієнт, який характеризує швидкість відтавання ґрунту, , (табл. 1.2).

Дати початку і кінця осіннього бездоріжжя відносять до зміни середньомісячної температури повітря відповідно від до і до в осінній період.

Тривалість весняного та осіннього бездоріжжя

Таблиця 1.1 - Кліматичний коефіцієнт, який характеризує швидкість відтавання ґрунту

Область, республіка	Коефіцієнт ,
Дніпропетровська, Донецька, Запорізька, Кіровоградська, Луганська	2,0
Вінницька, Житомирська, Київська, Одеська, Полтавська, Херсонська, Харківська, Чернігівська	3,0
Волинська, Миколаївська, Рівненська, Сумська, Хмельницька, Черкаська	3,5
Закарпатська, Івано-Франківська, Кримська АР, Львівська, Тернопільська, Чернівецька	4,0



Календарну тривалість для лінійних робіт можна визначити за дорожньо-кліматичним графіком:

при цілорічному будівництві з привізними ґрунтами

;

при цілорічному будівництві при зосереджених роботах та із привізних немерзлих ґрунтів

Термін будівництва визначається як

,

де - кількість святкових і вихідних днів за період ;

- кількість днів на технічне обслуговування та ремонт дорожніх машин ;

- кількість днів, необхідних на розгортання потоку, відраховують від початку роботи першої ланки до початку роботи останньої в загальному потоці. У залежності від видів та об'ємів робіт при влаштуванні дорожнього одягу необхідно користуватись рекомендаціями про кількість змін (захваток) роботи ланок по влаштуванню конструктивних шарів

,

де - час на влаштування конструктивних шарів дорожнього одягу, зміни (захватки);

- організаційно-технологічні розриви між роботою ланок, зміни (захватки);

- кількість днів простоїв за кліматичними умовами, які припадають на робочі дні (за ДКГ - N5).

Середня кількість робочих змін за даний період будівництва визначається за розрахунковою тривалістю терміну будівництва

,

де - коефіцієнт змінності, який визначають за формулою

,

де і - календарна кількість днів відповідно з одно- та двозмінною роботою.

Роботу у дві зміни планують при тривалості світлового дня, що перевищує 14 години.

Луганська область

Т,год,хв	8,38	10,12	11,48	13, 4	15,16	16, 1	15,49	14,3	12,3	10,54	9,1	8,16
,град	-7,2	-6,7	-1,1	8,2	15,7	19,3	22,0	20,9	15,2	8,0	0,9	-4,4
,см	35	44										23
	6,6	7,2	6,7	6,1	5,6	4,8	4,6	4,1	4,2	5,3	6,9	6,5
	О	О	О	О	О	О	NW	NW	NW	O	O	O
	30	27	32	39	51	59	56	46	34	39	40	34
	1,4	1,3	1,4	2,2	2,9	3,3	3,1	2,5	1,8	2,4	2,2	1,7
,см	4	6	2									2



Розв'язок

Початок весняного бездоріжжя

= 15 березня + 5/2 = 18 березня

h = (35 + 44 + 23)/ 3= 34

= 18 березня + (0,7 34)/ 2 = 30 березня

Осіннє бездоріжжя

Початок - 25.10

Кінець - 18.11

Тривалість весняного та осіннього бездоріжжя

= 30.03 -18.03 = 12 днів

= 18.11 - 25.10 = 24 дні

Строк будівництва

Тк = 209

Т1 = 5 днів святкових + 59 вихідних = 64 дні

Т2 = 0,04 Тк = 0,04 ·209 = 8,36

Т3 =1,4 + 2,2 + 2,9 +3,3 +3,1 + 2,5 + 1,8 + 2,4 + 2,2= 21,8



Тр = 209 - 64 - 8,36 - 21,8 = 115 днів

Середня кількість робочих змін за даний період будівництва

N1 = 60 днів

N2 = 144 дні

= (60 + 2 144) / (60 + 144) = 1,7

Тзм = 115· 1,7 = 196 днів

3. Реферативний опис атмосферного явища

Вітер - великомасштабний потік газів. На Землі вітер є потоком повітря, що рухається переважно в горизонтальному напрямку, на інших планетах він є потоком властивих цим планетам атмосферних газів іншого складу. Найсильніші вітри на планетах Сонячної системи спостерігаються на Нептуні та Сатурні. Сонячний вітер в космосі є потоком розріджених газів від зірки, такої як Сонце, а планетарний вітер є потоком газів, що відповідає за дегазацію планетарної атмосфери у космос. Вітри, як правило, класифікують за просторовим масштабом, швидкістю, типами сил що їх викликають, місцями існування та ефектом на навколишнє середовище.

У метеорології вітри перш за все класифікують у залежності від їхньої сили, тривалості та напрямку, з якого дме вітер. Так, короткі (кілька секунд) та сильні вітри називаються поривами. Сильні вітри проміжної тривалості (близько 1 хвилини) називаються шквалами. Назви триваліших вітрів варіюють залежно від сили, зокрема такими назвами є бриз, буря, шторм, ураган, тайфун. Тривалість вітру також дуже варіює: деякі грози можуть тривати кілька хвилин, бриз, що залежить від різниці нагріву особливостей рельєфу протягом доби, триває кілька годин, глобальні вітри, викликані сезонними коливаннями температури - мусони - тривають кілька місяців, тоді як глобальні вітри, викликані різницею температури на різних широтах та силами Коріоліса - пасати - дмуть постійно.

Вітри завжди впливали на людську цивілізацію, вони надихали міфіологічні розповіді, впливали на історичні події, розширяли діапазон торговлі, культурного обміну та воєн, постачали енергію для різноманітних механізмів, виробництва електроенергії та відпочинку. Завдяки вітрильним суднам, що рухалися за допомогою вітру, вперше з'явилася змога перетинати океани Землі. Повітряні кулі, що також рухалися за допомогою вітру, вперше дозволили повітряні подорожі, а сучасні літаки використовують вітер для збільшення підйомної сили та економії палива. Проте, вітри можуть бути й небезпечними, так області градієнту вітру можуть призвести до втрати контролю над літаком, швидкі вітри та викликані ними хвилі на великих водоймах часто призводять до руйнування штучних споруд, а в деяких випадках вітри здатні поширювати пожежі.

Вітри можуть впливати і на формування рельєфу, викликаючі такі еолові процеси як формування родючих ґрунтів (наприклад, лесу) або ерозію. Вони також можуть переносити пил з пустель на великі відстані. Вітри розносять насіння рослин та допомагають руху літаючих тварин, що призводить до поширення видів на нові території. Пов'язані з вітром погодні явища різноманітним чином впливають на живу природу.

Загальні закономірності

Вітер викликається різницею у тиску між певними ділянками. Якщо існує ненульовий баричний градієнт, повітря рухається із прискоренням від зони високого тиску до зони низького тиску. На планеті, що обертається, до руху вітру додається ефект Коріоліса. Таким чином, головними факторами, що визначають циркуляцію атмосфери у глобальному масштабі, є різниця у нагріві повітря сонячним світлом між екваторіальними і полярними районами, що викликає різницю у температурі та, відповідно, густині повітря, а тому й різницю тиску, а також ефект Коріоліса. В результаті дії цих факторів, рух повітря у середніх широтах понад планетарним приповерхневим шаром впритул наближається до геострофічного балансу та спрямований практично паралельно ізобарам.

Важливим фактором, що визначає рух повітря біля земної поверхні, є його тертя до поверхні, що затримує цей рух і змушує вітер більшою мірою повертати у напрямку зон низького тиску. Крім того, локальні бар'єри та локальні градієнти температури поверхні здатні утворювати місцеві вітри. Різниця між реальним та геострофічним вітром називається агеострофічним вітром. Вона відповідає за утворення хаотичних вихрових процесів, таких як циклони і антициклони[3]. Тоді як напрямок приповерхневих вітрів у тропічних та полярних районах визначається переважно ефектами глобальної циркуляції атмосфери, у помірних широтах ці ефекти зазвичай слабші, і циклони та антициклони змінюють один одного та напрямок вітру кожні кілька днів.

Тропічні вітри

Пасатами називається приповерхнева частина комірки Гадлі - переважаючі приповерхневі вітри, що дмуть у тропічних районах Землі в західному напрямку, наближаючись до екватору[5], тобто північно-східні вітри у Північній півкулі та південно-східні - у Південній[6]. Постійний рух пасатів призводить до перемішування повітряних мас Землі, що може виявлятися у дуже великих масштабах: наприклад, пасати, що дмуть над Атлантичним океаном, здатні переносити пил з африканських пустель до Вест-Індії та деяких районів Північної Америки.

Мусони є переважаючими сезонними вітрами, що у тропічних районах тривають кілька місяців щороку. Термін виник на території Британської Індії та навколишніх країн як назва сезонних вітрів, що дмуть з Індійського океану та Аравійського моря на північний схід, приносячи до регіону значну кількість опадів. Їх рух у напрямку до полюсів викликано утворенням районів низького тиску в результаті нагріву тропічних районів у літні місяці, тобто Азії, Африки та Північної Америки з травня по липень та Австралії в грудні.

Пасати та мусони є головними факторами, що призводять до утворення тропічних циклонів над океанами Землі.

Західні вітри помірного поясу

На помірних широтах, тобто між 35 і 65 градусами північної та південної широти, переважають західні вітри, триповерхнева частина комірки Феррела, точніше південно-західні вітри у Північній півкулі та північно-західні у Південній півкулі. Ці вітри найсильніші взимку, коли тиск біля полюсів найнижчий, та найслабші влітку.

Разом із пасатами переважаючі західні вітри дозволяють вітрильним суднам перетинати океани. Також, через посилення цих вітрів біля західних узбережжів океанів обох півкуль, вони призводять до утворення сильних океанських течій у цих районах, що переносять теплі тропічні води у напрямку до полюсів. Переважаючі західні вітри загалом сильніші у Південній півкулі, де менше суходолу, який затримує вітер, та особливо сильні у смузі «ревучих сорокових» (між 40 і 50 градусами південної широти).

Східні вітри полярних районів

Східні вітри полярних районів, приповерхнева частина полярних комірок, це переважно сухі вітри, що дмуть від приполярних зон високого тиску до районів нижчого тиску уздовж полярного фронту.

Ці вітри зазвичай слабші та менш регулярні, ніж західні вітри помірних широт[19].

Через малу кількість сонячного тепла, повітря у полярних районах охолоджується та опускається вниз, утворюючи райони високого тиску та виштовхуючи приполярне повітря у напрямку вищих широт[20].

Це повітря в результаті Коріолісової сили відхиляється на захід, утворюючи північно-східні вітри у Північній півкулі та південно-східні - у Південній.

Вітер на інших планетах

Сильні сталі вітри у верхніх шарах атмосфери Венери зі швидкістю близько 83 м/с облітають всю планету за 4-5 земних днів. Коли Сонце нагріває полярні райони Марса, замерзлий вуглекислий газ сублімується й утворює вітри від полюсів зі швидкістю до 111 м/с. Вони переносять значну кількість пилу та водяної пари. На Марсі існують й інші сильні вітри, зокрема «події очищення» та пилові смерчі. На Юпітері швидкість вітру у висотних струмових течіях часто досягає 100 м/с та 170 м/с у Великій червоній плямі й інших вихрах. Одні з найшвидших у сонячній системі вітрів дмуть на Сатурні, найбільша швидкість східного вітру, зареєстрована апаратом Кассіні-Гюйгенс, досягає 375 м/с. Швидкості вітрів на Урані, близько 50° пн. ш., досягають 240 м/с. Переважаючі вітри у верхніх шарах атмосфери Нептуна досягають 400 м/с уздовж екватора і 250 м/с біля полюсів, висотна атмосферна.

4. Побудова рози вітрів

Вітер - це горизонтальний рух повітря відносно земної поверхні, обумовлений порушенням рівноваги атмосфери. Він є однією з метеорологічних величин, що визначають значний вплив на життя і діяльність людини. Добре відома позитивна роль вітру, що очищає атмосферу міст від пилу, промислових забруднень, пом'якшує літню спеку. Вітер є також одним з джерел енергетичних ресурсів. Але нерідко він завдає значної шкоди різним галузям народного господарства. Сильний вітер (буревій) видуває посіви, руйнує будівлі, пошкоджує лінії зв'язку та електропередач, зриває верхній родючий шар ґрунту і виносить його на великі відстані.

Вітер характеризується напрямком і швидкістю, які визначаються особливістю баричного рельєфу і значенням баричного градієнту. На режим вітру впливають також фізико-географічні умови району.

Швидкість вітру виражається в метрах за секунду, кілометрах за годину (особливо при обслуговуванні авіації) і у вузлах (морських милях за годину). Щоб перевести швидкість з метрів за секунду у вузли, досить помножити число метрів у секунду на 2.

Силу вітру визначають по дванадцятибальній шкалі Бофорта. Вона названа на честь англійського адмірала Ф. Бофорта, який визначав швидкість вітру візуально по його дії на навколишні предмети або по хвилюванню моря. У 1963 р. Всесвітня метеорологічна організація уточнила цю шкалу, додавши до неї еквівалентні значення швидкості вітру для кожної градації в балах, де 1 бал приблизно дорівнює 2 м/с . Тепер цією таблицею користуються в усіх країнах світу. Особливо вона корисна при відсутності або неможливості виконати інструментальні спостереження.

Розрізняють згладжену швидкість вітру за деякий невеликий проміжок часу, протягом якого робляться спостереження, і миттєву швидкість вітру, що сильно коливається і часом може бути значно чи нижче вище згладженої швидкості. Анемометри звичайно дають значення згладженої швидкості вітру, і надалі мова буде йти про неї.

У земної поверхні найчастіше приходиться мати справу з вітрами, швидкості яких рідко перевищують 12-15 м/с. Але все-таки в штормах і ураганах помірних широт швидкості можуть перевищувати 30 м/с, а в окремих поривах досягати 60 м/с. У тропічних ураганах швидкості вітру доходять до 65 м/с, а окремі до 100 м/с. У дрібномасштабних вихрах (смерчі, тромби) можливі швидкості і більш 100 м/с. У так званих струминних плинах у верхній тропосфері і нижній стратосфері середня швидкість вітру на великій площі може доходити до 70-100 м/с.

Швидкість вітру в земної поверхні виміряється анемометрами різної конструкції. Найчастіше вони засновані на тім, що тиск вітру приводить в обертання прийомну частину приладу (чашковий анемометр, млинковий анемометр і ін.) чи відхиляє її від положення рівноваги (дошка Вільда). По швидкості обертання чи по відхиленню можна визначити швидкість вітру. Є конструкції, засновані на манометричному принципі (трубка Піто). Мається ряд конструкцій самописних приладів - анемографів і (якщо виміряється також і напрямок вітру) анеморумбографів. Прилади для виміру вітру на наземних станціях установлюються на висоті 10-12 м над земною поверхнею. Вимірюваний ними вітер називається вітром у земної поверхні.

Напрямок вітру визначається за допомогою флюгера, що обертається біля вертикальної осі. Під дією вітру флюгер приймає положення по напрямку вітру. Флюгер звичайно поєднується з дошкою Вільда. Так само як і для швидкості, розрізняють миттєвий і згладжений напрямки вітру. Миттєві напрямки вітру значно коливаються біля деякого середніх (згладженого) напрямку, що визначається при спостереженнях по флюгеру. Однак і згладжений напрямок вітру в кожнім даному місці Землі безупинно міняється, у різних місцях у той самий час він діє по-різному. В одних місцях вітри різних напрямків мають за тривалий час майже рівну повторюваність і добре виражену перевагу одних напрямків вітру над іншими протягом усього року чи сезону. Це залежить від умов загальної циркуляції атмосфери і почасти від місцевих топографічних умов.

При кліматологічній обробці спостережень за вітром можна для кожного даного пункту побудувати діаграму, що представляє собою розподіл повторюваності напрямків вітру по основних румбах, у виді так називаної рози вітрів. Від початку полярних координат відкладаються напрямки по румбах обрію (8 чи 16) відрізками, довжини яких пропорційні повторюваності вітрів даного напрямку. Кінці відрізків можна з'єднати ламаною лінією. Повторюваність штилів указується числом у центрі діаграми (на початку координат). При побудові рози вітрів можна врахувати ще і середню швидкість вітру по кожнім напрямку, помноживши на неї повторюваність даного напрямку. Тоді графік покаже в умовних одиницях кількість повітря, що переноситься вітром кожного напрямку.

Для представлення на кліматичних картах напрямок вітру узагальнюють різними способами. Можна нанести на карту в різних місцях рози вітрів. Можна визначити рівнодіючу усіх швидкостей вітру (розглянутих як вектори) у даному місці за той чи інший календарний місяць протягом багаторічного періоду і потім узяти напрямок цієї рівнодіючої як середній напрямок вітру. Але частіше визначається переважаючий напрямок вітру. Для цього визначається квадрант із найбільшою повторюваністю. Середня лінія квадранта приймається за переважний напрямок.

Вітер, як усякий вектор, можна зобразити стрілкою, причому довжина стрілки повинна характеризувати числове значення швидкості, а напрямок - той напрямок, куди вітер дме. Наприклад, у випадку північно-східного вітру стрілка повинна бути спрямована на південний захід.

В одних місцях на карті лінії струму зближаються, сходяться, в інших - розходяться. Буває, що лінії струму сходяться в одній точці - точці збіжності, як би вливаючись в неї з різних сторін, чи, навпаки, вони розходяться в усіх напрямках від однієї точки - точки розбіжності, У деяких випадках лінії струмів вливаються в одну лінію - чи навпроти, лінії розходяться від однієї лінії - лінії розбіжності.

Якщо на поле з лінією збіжності накладається переносний рух, то може вийти, що лінії струму спрямовані до ліній збіжності тільки з одного боку, а з іншого виходять з цієї лінії. Таку лінію збіжності називають однобічною.

Лінії струму можна будувати і для середніх умов, наприклад по переважним напрямках вітру чи по рівнодіючим вітру за багаторічний період.

Р%=

Де, ni - кількість випадків повторюваності вітру даних інтервалів швидкості за напрямками у відсотках;

?n - загальна кількість вимірювань вітру. Визначається сумуванням кількості всіх випадків вимірювань вітру.

	Пн	ПнС	С	ПдС	Пд	ПдЗ	З	ПнЗ
0 - 5	6	6	8	6	10	17	12	10
6 - 10	24	22	26	15	55	101	66	38
11 - 15	6	6	10	16	29	35	25	11
16 - 20	4	4	2	5	4	7	9	10
21 - 25	-	-	-	1	2	4	1	-

?n=613

	Пн	ПнС	С	ПдС	Пд	ПдЗ	З	ПнЗ
0 - 5	1	1	1,3	1	1,6	2,8	1,9	1,6
6 - 10	3,9	3,6	4,2	2,4	9	16,5	10,8	6,2
11 - 15	1	1	1,6	2,6	4,7	5,7	4	1,8
16 - 20	0,7	0,7	0,3	0,8	0,7	1,1	1,5	1,8
21 - 25	-	-	-	0,16	0,3	0,7	0,16	-

5. Визначення характеристик вологості повітря

Вологість повітря - вміст водяної пари у повітрі. Міра вологості - парціальний тиск (тиск водяної пари) та відносна вологість. Парціальний тиск - тиск саме цього газу, який би мав цей газ, якби він займав об'єм весь суміші. Тиск водяної пари (e) - пропорційність його щільності та абсолютної температури. Тиск насиченої водяної пари (E) - гранично можливий тиск водяної пари при певній температурі. Тиск насиченої водяної пари визначається за формулою:

Е = Е0•10

де, а=7,6326; b=241,9,

Відносна вологість - ступінь близькості водяної пари до стану насичення. Це відношення фактичного парціального тиску водяної пари (e), яка є у повітрі, до тиску насиченої пари при температурі цього повітря (E), виражене у відсотках:

ѓ = ·100%

Для кожного значення температури існує гранично можлива кількість водяної пари. Коли досягається така кількість, водяну пару називають тією що насичує, а повітря - насиченим. Температура, за якої водяна пара досягає стану насичення при незмінному загальному тиску називається точка роси., яка визначається за формулою:

Різниця між температурою повітря і точкою роси - дефіцит точки роси:

D = T - ф

Різниця між тиском насиченої пари при даній температурі і фактичним тиском пари в повітрі, називають дефіцит насичення, який показує скільки пари бракує для насичення повітря при даній температурі:

d = Et - e

ВИЗНАЧИТИ:

А) тиск водяної пари e, гПа, дефіцит насичення d, гПа, і точку роси ф, єС,: якщо відомі температура повітря t, єС і відносна вологість повітря ѓ, %:



Розв'язок:

1. Визначаємо тиск водяної пари у стані насичення:

Тиск насиченої водяної пари при t =24 єС

E = 29,829 (гПа)

2. За формулою відносної вологості

ѓ = ·100%, визначаємо

ф- тиск водяної пари:

e =

e = (40· 29,829)/100% = 11,9 (гПа)

3. Визначаємо дефіцит насичення:

d = E - e

d = 29,829- 11,9 = 17,929 (гПа)

4. Визначаємо точку роси:

ф (за табл.) = 9,6 єС

Відповідь: e =11,9 гПа, d =17,929 гПа, ф = 9,6єС

Б) тиск водяної пари e, гПа, дефіцит насичення d, гПа, відносну вологість повітря ѓ, %, якщо відомі температура повітря t, єС і точка роси ф, єС,:

Розв'язання:

1. Визначаємо тиск водяної пари у стані насичення:

Тиск насиченої водяної пари при ф =14 єС

Е = 15,975 (гПа)

е = 15,975 (гПа)

2. Визначаємо дефіцит насичення, Е при t = 17,8 єС:

d = E - e = 20,37 - 15,975 = 4,395 (гПа)

3. Визначаємо відносну вологість повітря:

ѓ = · 100% = % = 78,4%

Відповідь: е = 15,975 гПа, d =4,395 гПа, ѓ=78,4%

В) тиск водяної пари e, гПа, тиск насиченої водяної пари Е, гПа, температуру повітря t, єС, якщо відомі відносну вологість повітря ѓ, %, і точка роси ф, єС,:

Розв'язання:

1. Визначаємо тиск водяної пари:

Е при ф = 8єС:

Е = 10,72 гПа.

е = 10,72 гПа

2. Визначаємо тиск насиченої водяної пари:

Е = %= ( гПа)

3. Визначаємо температуру повітря:

t = 29,5 єС, при Е = 41,2 гПа.

Відповідь: е = 10,72 гПа, Е = 41,2 гПа, t = 29,5 єС



6. Сонячна радіація. Випромінення землі та атмосфери

Сонячна радіація - енергія випромінювання Сонця. Сонячна радіація, яка надходить на верхню межу атмосфери, проходячи через неї до земної поверхні, зазнає низку змін. 15-23 % сонячної радіації поглинається. Цей процес має вибірковий характер (різні гази поглинають радіацію по-різному). Коефіцієнт поглинання залежить від довжини хвилі. Властивість тіл до вибіркового поглинання радіації у різних ділянках спектру називають селективністю.

Також відбувається розсіювання радіації - це часткове перетворення радіації, яка має певний напрямок поширення (пряма сонячна радіація до розсіювання розповсюджується у вигляді рівнобіжних променів) у радіацію, що розповсюджується у різних напрямках. Воно відбувається в оптично неоднорідному атмосферному повітрі, що містить молекули атмосферних газів та дрібні частки рідких і твердих домішок аерозолів. Близько 26% енергії загального потоку сонячної радіації перетворюється в розсіяну. Вона відмінна від прямої радіації за спектральним складом. Розсіювання підпорядковується закону Релея - розсіювання обернено пропорційне четвертому степеню довжини хвилі променів, що розсіюються:

де, Sл - спектральна щільність енергетичної освітленості прямої радіації з довжиною хвилі л;

Dл - спектральна щільність енергетичної освітленості розсіяної радіації з тією ж л;

б - коефіцієнт пропорційності.

Сумарна радіація - уся радіація, яка надходить до земної поверхні - пряма і розсіяна. Визначається за формулою:

Q = S sin hc + D

де, S - енергетична освітленість прямої радіації;

D - енергетична освітленість розсіяної радіації;

hc - висота Сонця.

Падаючи на земну поверхню сумарна радіація в більшій своїй частині поглинається у верхньому тонкому шарі ґрунту або в більш товстому шарі води і переходить у тепло, а частково відбивається. Відношення кількості відбитої радіації (QB) до загальної кількості радіації, що падає на поверхню (Q) називають альбедо земної поверхні, яке виражається у відсотках:

А =

Відбита радіація визначаються за формулою:

QB = (S sin hc + D)A

Поглинена радіація визначається за формулою:

Qn = (S sin hc + D) (1- A)

Поглинена радіація - частина сумарної радіація, яка поглинається землею і іде на нагрівання верхніх шарів ґрунту і води.

Ефективне випромінювання - це різниця між власним випромінюванням Землі і зустрічним випромінюванням атмосфери:

Ее = Евз - Ез



Радіаційний баланс земної поверхні - різниця між поглиненою радіацією і ефективним випромінюванням:

В = (S sin hc + D) (1- A) - Ee

Визначити величину сумарної та поглиненої радіації, альбедо земної поверхні та її радіаційний баланс, якщо відомі пряма, розсіяна, відбита радіація і ефективне випромінювання, кВт/м2.

Розв'язання:

1. Визначаємо сумарну радіацію:

Q = Qпряма+ Qрозс.=0,56+0,16=0,72(кВт/м2)

2. Визначаємо альбедо поверхні:

А =

А == 0,22 (кВт/м2)

3. Визначаємо поглинену радіацію:

Qn = Qс (1- A)

Qn = 0,72 (1 - 0,22) = 0,56 (кВт/м2)

4. Визначаємо радіаційний баланс:

В = Qпогл. - Ее = 0,56 - 0,1 =0,46 (кВт/м2)

Відповідь: Qс=0,72(кВт/м2), А =0,22(кВт/м2), Qn= 0,56(кВт/м2), В = 0,46(кВт/м2)

7. Визначення характеристик зміни тиску по висоті

Статика атмосфери - розділ метеорології, який вивчає закономірності будови атмосфери при відсутності руху відносно землі. Основне рівняння статики:

(р - dр) + р - gсdh = 0

Воно виражає умову рівноваги між двома силами, які діють на одиницю об'єму повітря по вертикалі. Диференціальне рівняння статики атмосфери показує як змінюється тиск при малому прирості висоти:

- падіння тиску на одиницю приросту висоти - вертикальний градієнт тиску - вертикальний баричний градієнт.

Після інтегрування основного рівняння статики атмосфери маємо барометричну формулу:

p2=p1 exp

де Тm - середнє значення температури між рівнями z2, z1 - висота рівнів, Rd - питома стала, яка дорівнює 287,05 м2/с2К.

Формула показує як змінюється тиск з висотою в залежності від температури повітря при наявності сили тяжіння.

Для практичного застосування для барометричного нівелювання використовують формулу Лапласа:

z2 - z1 = B(1 + бTm)lg

де б - коефіцієнт об'ємного розширення газу ;

В - барометрична стала, яка дорівнює 18400 м.

Визначити:

А) перевищення одного пункту над іншим, якщо відомі тиск повітря на нижньому р1 і верхньому р2 пунктах і температура повітря на нижньому t1 і верхньому t2 пунктах.

Розв'язання:

За формулою Лапласа знаходимо перевищення одного пункту над іншим:

?z = z2 - z1 = B(1 + бTm)lg

?z = 18400= 1104,06 (м)

Відповідь: ?z =1104,06 м

Б) тиск повітря на вершині гори р2, якщо відомі різниці висот між підошвою і вершиною ?h, тиск на рівні підошви р1, температура повітря на рівні підошви t1 і на вершині гори t2.

Розв'язок:

За барометричною формулою визначаємо р2:

p2=p1·exp;

p2= 955 ехр= 15.05 (гПа)

Відповідь: 15,05 гПа

В) висоту над рівнем моря h2 пункту, в якому відомі тиск р2 і температура повітря t2 , якщо в пункті з висотою над рівнем моря h1 тиск і температура повітря складали величини р1 і t1.

Дано:



Розв'язок:

За формулою Лапласа знаходимо невідому висоту:

вітер роза атмосфера адіабатичний

h2 = B(1 + бTm)lg + h1

h2 =5000 + 18400 = 215,73 (м)

Відповідь: h2 =215,73 м

8. Адіабатичні процеси в атмосфері

Термодинамічні процеси в атмосфері, що відбуваються без теплообміну з навколишнім середовищем називають адіабатичні.

При адіабатичному підйомі сухого і ненасиченого повітря, температура на кожні 100м падає на 1 єС, а при адіабатичному опусканні на 100м вона відповідно підіймається. Сухоадіабатичний градієнт - падіння температури при адіабатичному підйомі сухого повітря на одиницю висоти. Адіабатичний процес у вологій насиченій повітряній масі називається волого адіабатичний. Падіння температури у насиченому повітрі при підйомі його на 100м називається вологоадіабатичним градієнтом.

Для порівняння теплового стану мас повітря, які знаходяться на різних висотах над рівнем моря, вводиться поняття потенціальної температури, це температура, яку буде мати повітряна частка, якщо її опустити або підняти сухоадіабатично до рівня, де тиск дорівнює 1000 Гпа. Зміна температури в атмосфері на одиницю висоти (100м) називається вертикальний градієнт температури:

В атмосфері він змінюється в широких межах (може бути як зі знаком «+», так і «-»). Коли температура піднімається з висотою (г<0) це інверсія температур. Коли температура не змінюється з висотою, то це ізотерма. Розподіл температури та інших величин по висоті називається стратифікація атмосфери.

Для врахування особливостей вертикального розподілу температур вводяться поняття стійкої та нестійкої повітряної маси. У стійкій масі немає умов для розвитку конвективних рухів. У нестійкій - навпаки, а при достатньому зволоженні нижніх шарів - умови для утворення хмар, опадів, гроз. Для визначення стійкості чи нестійкості повітряної маси проводять порівняння вертикального температурного градієнта з величиною сухо- або волого адіабатичного градієнтів.

Вертикальний градієнт описує характер температурного розшарування повітряної маси над даним пунктом, внаслідок чого його називають вертикальним градієнтом стратифікації. Якщо він менше сухо адіабатичного градієнта, то вертикальні конвективні рухи ненасиченого повітря ускладнені, тоді говорять,що стратифікація повітряних мас сухостійка, сама маса є стійкою. Якщо ж градієнт більше суходіабатичного градієнта, то розвиваються вертикальні конвективні рухи повітря, тобто маса є абсолютно нестійкою. Якщо ці два градієнти дорівнюють один одному, то така маса є індиферентна. Подібно проводять порівняння вертикального температурного градієнта та волого адіабатичного градієнтів. При одній і тій самій величині вертикального градієнта, маса може бути сухостійкою і вологостійкою одночасно, тоді її називають умовно або відносно нестійкою.

Визначити:

А) до якої висоти буде відбуватися конвективних підйом окремої повітряної маси після її нагрівання, якщо відомі: вертикальний температурний градієнт г, єС/100м, температура повітря біля земної поверхні t1 , єС, температура повітряної маси, t2, єС. повітря ненасичене, процес підйому сухо адіабатичний.

Розв'язок:

Спочатку виражаємо tпов біля земної поверхні.

tпов= tпов1 - h/100 ·0,8

Далі виражаємо tпов маси:

tмаси= t2маси - h/100 1,0

h/100·0,8 + h/100·1,0 =tмаси - tпов1

h/100 (1 - 0,8) = tмаси - tпов1

h/100 0,2 = 28 - 23,5

h = (28 - 23,5) ·100/0,2 = 2250 (м)



Відповідь: h = 2250 м

Б) температуру t2 вологої повітряної маси з початковою температурою t1, після підйому на висоту h при висоті рівня конденсації hк і вологоадіабатичному градієнті температури, який дорівнює 0,5є на 100м.

Розв'язок:

Знаходимо температуру за формулою:

tk = t1 - (hса·hk/100) = 12 - (1·500/100)=7 (єС)

?H = 2000-500=1500 (м)

t2 = tk- гВ·?H= 7-0,8·1500 = -5(єС)

Відповідь: t2 = -5 єС

В) скільки грамів води виділиться із одного кг суміші повітря при змішуванні двох насичених мас повітря з температурами t1 і t2. Яка буде температура суміші при тиску р, гПа.

Розв'язок:

Е1 за t1 = 8 єС: Е1 = 10,72 гПа

Е2 за t2 = 25 єС: Е2 = 31,668 гПа

; (єС)

ес = (Е1+Е2)/2 = (10,72 +31,668)/2 =21,194 гПа

Ес при tс = 16,5

Ес = 18,76 гПа

?е = ес - Ес =21,194 - 18,76 =2,434 гПа

?S = (622 ·2,434)/800 = 1,89

Відповідь: tс = 16,5 єС, ?S = 1,89

9. Характеристика помірної зони з континентальним кліматом помірних широт за Б.П. Алісовим

Широко відома класифікація кліматів Б.П. Алісова, побудована на генетичних принципах. На підставі цих принципів тип клімату розглядається як результат умов загальної циркуляції атмосфери. При цьому важливо, що загальна циркуляція помітно змінює границі кліматичних зон, що первинно зв'язані з радіаційними умовами, і створює розчленовування зони на кліматичні області. Виділення кліматичних зон зроблено по середнім (кліматологічним) положеннях головних фронтів тропосфери в екстремальні сезони року і, отже, по цілорічній чи сезонній перевазі повітряних мас. У кожному широтному кліматичному поясі розрізняють чотири основних типи клімату: материковий, океанічний, західних і східних берегів. В екваторіальних широтах у порівнянні з більш високими широтами материковий тип клімату мало відрізняється від океанічного. Прихід сонячної радіації тут рівномірний протягом усього року. Достаток світла, тепла і вологи в тропіках створює тут умови для розвитку багатої лісової рослинності. Самий характерний тип ландшафту - вологі вічнозелені ліси. Сучасний клімат конкретних територій необхідно розглядати на тлі загальної глобальної тенденції зміни клімату. Палеогеографічні дослідження показують, що клімат досить сильно змінювався протягом історії нашої планети. У різних районах земної кулі відбувалися великі потеплення, а також похолодання, що призводили до зледеніння значної території. Щоб зрозуміти сучасний клімат, необхідно установити причини його зміни у геологічному минулому. Розподіл кліматичних зон існував і в минулому, але по різних причинах відбувався їхній зсув до півдня чи півночі. Зміна клімату може відбуватися і під впливом природних причин - тектонічних, астрономічних, радіаційних, хімічних, і під впливом господарської діяльності людини. Астрономічна гіпотеза пояснює зміну клімату Землі змінами нахилу і переміщенням земної осі, змінами орбіти, ексцентриситет якої випробує коливання з періодом близько 92 тис. років. Радіаційний фактор - зміна кількості сонячної енергії, що надходить на Землю. Воно може бути зв'язане зі змінами світності Сонця чи з прозорістю атмосфери. Зміна прозорості атмосфери може бути викликано виверженням вулканів, що викидають в атмосферу вулканічний пил. Вулканічний пил може досягати стратосфери і залишатися там у завислому стані тривалий час. Запилюється атмосфера й у результаті господарської діяльності людини. На особливості циркуляції атмосфери великий вплив робить поверхня, що підстилає. Тому її штучна чи природна зміна може привести до зміни напрямку повітряних потоків, тепло- і вологообміну в атмосфері, а відповідно і характеру загальної циркуляції атмосфери. У зв'язку з цим можливі зміни складових теплового балансу поверхні Землі, умов вологообміну і тим самим клімату.



Висновок

В ході цієї курсової роботи описувала природно-кліматичні умови Луганської області, розробляла дорожньо-кліматичний графік цієї області, де розрахувала строки весняного та осіннього бездоріжжя, виконала реферативний опис такого атмосферного явища як полярне сяйво, будувала розу вітрів. Дуже важливим є те, що я навчилася визначати тиск водяної пари, дефіцит насичення, точку роси, відносну вологість повітря, температуру повітря, величини сумарної і поглиненої радіації, альбедо земної поверхні та її радіаційний баланс. Навчилася знаходити значення тиску на різних висотах і при різних температурах, висоту конвективного підйому повітряної маси та ін.

Отже, можу зробити висновок, що я засвоїла статику та термодинаміку атмосфери, такі поняття як вітер, вологість повітря, тиск, сонячна радіація, адіабатичні процеси. Також варто зауважити, що я ознайомилася із класифікацією кліматів за Б.П. Алісовим.



Список використаної літератури

1. Методичні вказівки для самостійної роботи студентів при виконанні курсової роботи.

2. Бейдик О.О. Географія: Короткий тлумачний словник. - К.: Либідь, 2011. - 192 с.

3. Матвеев Л.Т. Курс общей метеорологии: Физика атмосферы. - Л.: Гидрометеоиздат., 2010. - 752 с.

4. Тверской П.Н. Курс метеорологии: Физика атмосферы. - Л.: Гидрометеоиздат., 2008. - 700 с.

Размещено на Allbest.ru