ВКР_Девятерикова_РИС_2017. Краевое государственное автономное профессиональное образовательное учреждение
 Скачать 342.66 Kb.
|
|
Краевое государственное автономное профессиональное образовательное учреждение «Владивостокский гидрометеорологический колледж» Допущен к защите Зам директора по УВР _________ Отрощенко Т.Г. «___»________2017г. ВЫПУСКНАЯ КВАЛИФИКАЦИОННАЯ РАБОТА Анализ режима температуры воздуха в тропосфере над г. Дальнереченск Приморского края Специальность 11.02.07 радиотехнические информационные системы Выполнил студент 6 курса, группы Р - 61 Девятерикова Ольга Петровна Руководитель Буракова Светлана Ивановна преподаватель специальных дисциплин Студент: ______________ /Девятерикова О.П./ ( Руководитель: ______________ /Буракова С.И/ «К защите Результаты предзащиты «____»______________ 2017г. Зав.заочным отделением _____________/Мироненко Т.Ф./ Владивосток 2017 Оглавление Введение …………………………………………………………………………. 4 1 Сезонный ход температуры в тропосфере над г. Дальнереченск……………6 1.1 Основные характеристики температурного режима ………………….6 1.2 Влияние синоптических процессов и географического положения на ход температуры в тропосфере над Дальнереченском ………………...13 1.3 Ход температуры в летний период……………………………………19 1.4 Ход температуры в зимний период…………………………………...21 1.5 Ход температуры в переходный период……………………………...22 2 Анализ изменения температуры в тропосфере……………………………..24 2.1 Расчет среднемесячной температуры за три года …………………...24 2.2 Расчет среднегодовых значений температуры за три года …………38 Заключение ………………………………………………………………………45 Список использованных источников …………………………………………..47 Введение Тепловое состояние воздуха характеризуется его температурой, которая является одной из физических характеристик состояния атмосферы. Источником тепла для земли является лучистая энергия солнца, звезд, луны, планет и внутреннее тепло самой земли. Лучистая энергия солнца, называется солнечной радиацией, представляет собой основной источник тепла для Земли, а все остальные источники практически не имеют значения для теплового состояния атмосферы. Коротковолновая солнечная радиация, достигнув земной поверхности, нагревает ее, и Земля излучает в окружающее пространство длинноволновые (инфракрасные) лучи. Это земное излучение почти полностью поглощается атмосферой, нагревая ее. Таким образом, нагревание атмосферного воздуха происходит в основном не прямыми солнечными лучами, а тепловой энергией, излучаемой земной поверхностью. Передача тепла от земной поверхности в атмосфере происходит главным образом благодаря термической конвекции, турбулентности излучения. В нагревании воздуха большую роль играет так же конденсация водяного пара, при которой выделяется большое количество скрытой теплоты конденсации. Перенос тепла осуществляется также за счет горизонтальных перемещений воздуха. Температура является мерой кинетической энергии теплового давления молекул и атомов, составляющих воздух. От температуры зависит и термоэлектродвижущая сила, возникающая в точках слоя двух различных металлов, электрическая емкость конденсаторов, скорость распространения звука в среде. Развитие вертикальных движений воздуха, главным образом восходящих, зависит от распределения температуры воздуха по высоте (стратификации). Излучения температурного режима в атмосфере до больших высот имеет первостепенное значения для познания климата свободной атмосферы и исследования закономерностей общей циркуляции атмосферы, а так же для решения многих прикладных задач, связанных с обслуживанием различных отраслей народного хозяйства. Наряду с другими физическими параметрами атмосферы температура воздуха оказывает существенное влияние на полет и лётно-технические характеристики самолета. Особенно существенное ее влияние на силу тягу турбореактивных двигателей и на расход топлива. Следует отметить, что влияние температуры на лётно-технические данные самолетов возрастает вместе с увеличением скорости полета. Так, для сверхзвуковых транспортных самолетов влияние это может быть настолько значительным, что наиболее экономичным с точки зрения расхода топлива будет не кратчайший путь и не тот, где слабее встречный ветер, а путь, в доль которого наблюдаются наиболее низкие температуры. Поэтому правильный учет особенностей температурного режима в различных слоях атмосферы в различные сезоны года имеет немаловажное значение для обеспечения безопасности и экономичности полётов. Цель дипломной работы: исследования температурного режима в тропосфере над городом Дальнереченск Приморского края в разные периоды года. Задачи дипломной работы: Проанализировать изменения температуры в тропосфере над городом Дальнереченск Приморского края. Рассчитать среднемесячные и среднегодовые значения температуры за три года. Дать сравнительную характеристику значений температуры. Построить графики изменения температуры по разным периодам. Для выполнения дипломной работы собран и проанализирован материал по температурному режиму тропосфер по данным температурно- ветрового зондирования атмосферы аэрологической станции Дальнереченск за три года наблюдения 1 Сезонный ход температуры в тропосфере над г. Дальнереченск Основные характеристики температурного режима Температурой называют величину, характеризующую тепловое состояние тела. Самой нижней частью атмосферы Земли является тропосфера. Над тропосферой расположена стратосфера, и отделяются они друг от друга тропопаузой - тонким переходным слоем, в котором с увеличением высоты прекращается снижение температуры. Большая часть атмосферного воздуха и значительная часть биосферы находится в тропосфере, в этой зоне образуются все типы облаков, образуются воздушные массы и фронты, формируются циклоны и антициклоны. Именно в тропосфере существует система воздушных течений, или так называемая общая циркуляция атмосферы. Тропосфера характеризуется постоянно меняющимся горизонтальным разделением на воздушные массы, которые зависят от широты и той поверхности, над которой они образуются. На границах воздушных масс – атмосферных фронтах - формируются циклоны и антициклоны, способствующие перемещению воздушных масс и фронтов, которые вызывают периодические изменения погоды у земной поверхности и в слоях, расположенных выше. Основная часть водяного пара атмосферы содержится в тропосфере, где сильно развита турбулентность, особенно над земной поверхностью. Содержание водяного пара в тропосфере изменяется при взаимодействии процессов конденсации, испарения и горизонтального переноса. Результатами конденсации водяного пара является образование облаков и выпадение атмосферных осадков в виде дождя, снега и града, следовательно, процессы фазовых переходов воды осуществляются в тропосфере. Давление воздуха у поверхности земли выше, чем на верхней границе тропосферы. Процессы, которые происходят в тропосфере, влияют на погоду и климат у поверхности Земли. Нижний слой тропосферы называется приземным, он содержит много пыли и летучих микроорганизмов. В этом слое суточная температура и влажность воздуха хорошо выражены, скорость ветра возрастает с поднятием на высоту. От пограничного слоя до тропопаузы скорость ветра увеличивается примерно в 3 раза. В приземном слое атмосферы наблюдается слабый ветер, повышенная влажность, вертикальное распределение температуры. Эта зона является средой обитания человека, животных и растений. Вертикальное распределение температуры наблюдается, благодаря особенностям поглощения земного и солнечного излучений в тропосфере и конвективной передачи тепла. Водяной пар является основным поглотителем излучения в атмосфере, содержание его с высотой уменьшается, температура воздуха также уменьшается. Нагретый воздух от земли перемещается в атмосферу, возникает конвекция, которая и меняет вертикальное распределение температуры. Солнечные лучи, проходя через тропосферу, нагревают землю, которая отдает тепло назад в атмосферу, где оно накапливается. Этот процесс называется парниковый эффект. Следовательно, Земля является источником тепла для атмосферы. Тепловым режимом атмосферы называют характер распределения и изменения температуры в атмосфере. Тепловой режим атмосферы определяется главным образом её теплообменом с окружающей средой, т. е. с деятельной поверхностью и космическим пространством. За исключением верхних слоев, атмосфера поглощает солнечную энергию сравнительно слабо. Основной источник нагревания нижних слоев атмосферы – тепло, получаемое ими от деятельной поверхности. В дневные часы, когда приход радиации преобладает над расходом, деятельная поверхность нагревается, становится теплее воздуха, и тепло передается от нее воздуху. Ночью деятельная поверхность теряет тепло излучений и становится холоднее воздуха. В этом случае воздух отдает тепло почве, в результате чего сам он охлаждается. Перенос тепла между деятельной поверхностью и атмосферой, а также в самой атмосфере осуществляется следующими процессами. Динамическая турбулентность – вихревое хаотическое движение, возникающее в результате появления силы трения, как между отдельными слоями перемещающегося воздуха, так и между движущимся воздухом и подстилающей поверхностью. Термическая турбулентность, или тепловая конвекция – упорядоченный перенос отдельных объемов воздуха в вертикальном направлении, возникающий при неравномерном нагревании различных участков поверхности. Над более прогретыми участками воздух становится теплее а, следовательно, легче окружающего и поднимается вверх. Его место занимает более холодный соседний воздух, который, в свою очередь, нагревается и тоже поднимается. Радиационная теплопроводность. Определенную роль в передаче тепла от почвы к атмосфере играет излучение деятельной поверхностью длинноволновой радиации, поглощаемой нижними слоями атмосферы. Последние, нагреваясь, таким же способом последовательно передают тепло вышележащим слоям. В период охлаждения поверхности радиационный поток тепла направлен от вышележащих слоев атмосферы вниз. Радиационный поток тепла над сушей проявляется главным образом в ночные часы, когда турбулентность резко ослаблена, а тепловая конвекция отсутствует. Конденсация (сублимация) водяного пара. При конденсации выделяется тепло, нагревающее воздух, особенно более высокие слои атмосферы, где образуются облака. Суточный и годовой ход температуры воздуха В суточном ходе кривая имеет по одному максимуму и минимуму. Минимальное значение температуры наблюдают перед восходом Солнца. Затем она непрерывно повышается, достигая наибольших значений в 14 – 15 часов, после чего начинает снижаться до восхода Солнца. Амплитуда температурных колебаний – важная характеристика погоды и климата, зависящая от ряда условий. Амплитуда суточных колебаний температуры воздуха зависит от погодных условий. В ясную погоду амплитуда больше, чем в пасмурную, так как облака днем задерживают солнечную радиацию, а ночью уменьшают потерю тепла земной поверхностью путем излучения. Амплитуда зависит также от времени года. В зимние месяцы при малой высоте Солнца в средних широтах она понижается до 2...3°С. Оказывает большое влияние на суточный ход температуры воздуха рельеф: на выпуклых формах рельефа (на вершинах и на склонах гор и холмов) амплитуда суточных колебаний меньше, а в вогнутых (ложбины, долины, котловины) больше по сравнению с равнинной местностью1. Растительный покров уменьшает амплитуду суточных колебаний температуры воздуха среди растений, так как он днем задерживает солнечную радиацию, а ночью – земное излучение. Особенно заметно уменьшает суточные амплитуды лес. Годовой ход температуры воздуха в разных географических зонах различен в зависимости от широты и континентальное местоположения. По средней многолетней амплитуде и по времени наступления экстремальных температур выделяют четыре типа годового хода температуры воздуха. Экваториальный тип. В экваториальной зоне в году наблюдают два слабовыраженных максимума температуры – после весеннего (21.03) и осеннего (23.09) равноденствия, когда Солнце находится в зените, и два минимума – после зимнего (22.12) и летнего (22.06) солнцестояния, когда Солнце находится на наименьшей высоте. Тропический тип. В тропических широтах наблюдают простой годовой ход температуры воздуха с максимумом после летнего и минимумом после зимнего солнцестояния. Тип умеренного пояса. Минимальные и максимальные значения температуры отмечаются после солнцестояний. Полярный тип. Минимум температуры в годовом ходе вследствие полярной ночи сдвигается на время появления Солнца. Максимум температуры в Северном полушарии наблюдается в июле. На годовой ход температуры воздуха оказывает влияние также высота местанад уровнем моря. С увеличением высоты годовая амплитуда уменьшается. Изменение температуры воздуха с высотой. В тропосфере температура воздуха с высотой понижается, как отмечалось, в среднем на 0,6ºС на каждые 100 м высоты. Однако в приземном слое распределение температуры может быть различным: она может и уменьшаться, и увеличиваться, и оставаться постоянной. Представление о распределении температуры с высотой дает вертикальный градиент температуры (ВГТ): Значение ВГТ в приземном слое зависит от погодных условий (в ясную погоду он больше, чем в пасмурную), времени года (летом больше, чем зимой) и времени суток (днем больше, чем ночью). Ветер уменьшает ВГТ, поскольку при перемешивании воздуха его температура на разных высотах выравнивается. Над влажной почвой резко снижается ВГТ в приземном слое, а над оголенной почвой (паровое поле) ВГТ больше, чем над густым посевом или лугом. Это обусловлено различиями в температурном режиме этих поверхностей.2 Изменение температуры воздуха с высотой определяет знак ВГТ: если ВГТ > 0, то температура уменьшается с удалением от деятельной поверхности, что обычно бывает днем и летом ; если ВГТ = 0, то температура с высотой не меняется; если ВГТ < 0, то температура увеличивается с высотой и такое распределение температуры называют инверсией. В зависимости от условий образования инверсий в приземном слое атмосферы их подразделяют на радиационные и адветивные. 1. Радиационныеинверсии возникают при радиационном выхолаживании земной поверхности. Такие инверсии в теплый период года образуются ночью, а зимой наблюдаются также и днем. Поэтому радиационные инверсии подразделяют на ночные (летние) и зимние. 2. Адвективныеинверсии образуются при адвекции (перемещении) теплого воздуха на холодную подстилающую поверхность, которая охлаждает прилегающие к ней слои надвигающегося воздуха. К этим инверсиям относят также и снежные инверсии. Они возникают при адвекции воздуха, имеющего температуру выше 0°С, на поверхность, покрытую снегом. Понижение температуры в самом нижнем слое в этом случае связано с затратами тепла на таяние снега. В тропосфере может также наблюдаться вертикальная изотермия, т.е. неизменность температуры воздуха в некотором слое воздуха по вертикали. Тропосфера – наиболее изученный слой атмосферы. В тропосфере происходят метеорологические явления: дождь, ветер, снег и т.д. Кроме того, она защищает нас от огромного количества тепла, идущего от солнца, пропуская лишь малую часть, и способствует сохранению тепла, поступающего на землю. Тропосфера является своего рода тепловым регулятором. Без нее колебание температуры составляли бы от +80 до 1400С и жизнь на земле была бы не возможна. Толщина тропосферы неодинакова: над экватором она доходит до 16 – 18 км, над полюсом 8,10 км, а в умеренных широтах 10 – 12 км. В тропосфере сосредоточено примерно 0,8 всей массы атмосферы и почти весь и имеющийся в атмосфере водяной пар. Воздух в тропосфере постоянно перемешивается . Температура воздуха в этом слое понижается с высотой в среднем на 0,60С на каждые 100 м. Падение температуры с высотой можно считать нормальным явлением для тропосферы, а инверсии температуры – отклонениями от нормального состояния. Правда, инверсии температуры в тропосфере – почти повседневное явление. По высоте все тропосферные инверсии можно разделить на инверсии приземные и инверсии в свободной атмосфере. Приземная инверсия начинается от самой подстилающей поверхности, над открытой водой такие инверсии наблюдаются редко. У подстилающей поверхности температура самая низкая, с высотой она растет, причем этот рост может распространяться на слой в несколько десятков и даже сотен метров. Инверсия в свободной атмосфере наблюдается в некотором слое воздуха, лежащем на той или иной высоте над земной поверхностью, основание инверсии может находиться на любом уровне в тропосфере, однако наиболее часты инверсии в пределах нижних 2 км. Толщина инверсионного слоя также может быть самой различной – от немногих десятков до многих сотен метров. Наконец, скачок температуры на инверсии, т. е. разность температур на верхней и нижней границах инверсионного слоя, может колебаться от 1С и меньше до 10–15° С и больше. С восходом Солнца приземная инверсия радиационного типа разрушается, так как ночное охлаждение почвы сменяется прогреванием. Рельеф местности может усиливать инверсию. Весной теплый воздух, текущий над снежным покровом, охлаждается, потому что тепло идет на таяние снега. Над поверхностью тающего снежного покрова возникает так называемая снежная или весенняя инверсия. Если ветер достаточно сильный, то вследствие турбулентности эта инверсия обнаруживается не у самой земной поверхности, а на некоторой высоте. Над полярными льдами приземные инверсии часты и летом. В это время они связаны с охлаждением воздуха над тающим льдом. Вместо инверсии может наблюдаться также состояние, близкое к изотермическому, т. е. с вертикальными градиентами температуры, близкими к нулю. Инверсии оседания покрывают обширные территории в соответствии с размерами антициклонов, в которых они возникают Особенно велики инверсии оседания в зимних устойчивых антициклонах над материками умеренных широт. Почти постоянно инверсии или изотермии наблюдаются в нижних двух километрах в зоне пассатов на обращенной к экватору периферии субтропических антициклонов. Кроме инверсий оседания в тропосфере наблюдаютсяфронтальные инверсии. Фронты, разделяющие теплую и холодную воздушные массы, в тропосфере становятся узкими фронтальными зонами перехода от холодной к теплой воздушной массе. При этом клин холодного воздуха лежит под теплой воздушной массой.3 |