هواشناسی آلودگی هوا

[دکتر مصطفی کلهر]

در این بخش در مورد هواشناسی آلودگی هوا بحث خواهد شد.

[دکتر مصطفی کلهر]

هواشناسی

3-1- مقدمه
تمام آلاینده*هایی که از منابع سطحی و نقطه*ای خارج می*شوند، توسط شرایط اقلیمی و توپوگرافیکی انتقال یافته، پخش می*شوند و یا تجمع پیدا می*کنند. چرخه انتقال هوایی با انتشار آلاینده*ها آغاز شده و با انتقال و پخش آنها در اتمسفر ادامه می*یابد. این چرخه، زمانی که آلاینده*هاي موجود در اتمسفر به وسیله باران شسته و روی گیاهان، دام، خاک و آب ته*نشین شده یا به فضا راه يابند، کامل می*شود. در بعضی موارد آلاینده*ها ممکن است توسط عملکرد باد دوباره در هوا پخش شوند.
در مناطقي که شرایط توپوگرافي و هواشناسی باعث تجمع و تراکم آلاینده*ها می*شوند، مانند منطقه لس*آنجلس، تجمع آلاینده*ها می*تواند روند تخریب ساختمان*ها را تسریع کرده و بر سلامت انسان*ها و نیز پوشش گیاهی آن ناحیه تأثیر منفی بگذارد. در مدتی که آلاینده*ها در اتمسفر منتقل می*شوند، مي*توانند دستخوش تغییرات فیزیکی و شیمیایی شوند. مه – دود *فوتوشیمیایی، که موجب سوزش چشم می*شود، نتیجه بر هم کنش بین اکسیدهای نیتروژن، برخی هیدروکربن*های خاص و انرژی خورشیدی در اتمسفر است. نتایج چنین تغییر و تحولاتی همیشه مضر نیست، و گاهی اوقات مثلا در مورد برخی نمک*های معدنی مؤثر در طول عمر گیاه، مفید نیز می باشد.
در نواحی بزرگ* شهری، آلاینده*های خروجي از انواع منابع نقطه*اي و سطحی، در کل ناحیه جغرافیایی پخش می*شوند. هر منطقه* مستقردرناحیه شهری ، مي*تواند مقادیر مختلف آلاینده*ها را از منابع مختلف با توجه به وضعیت باد غالب، حضور ساختمان*های بلند و غیره، دریافت کند. در صورتی که نخواهیم از غلظت مجاز یک آلاینده خاص در یک مکان تجاوز کنیم، می*بایست سهم* هر یک از منابع نقطه*اي و سطحی معین گردد.
بنابراین، ایجاد الگوهای انتقال و پخش آلاینده*ها برای نواحی خاص، بر اساس مدل*های ریاضی برای اقلیم مورد نظر، ضروری می*باشد. بعد از اینکه داده*های نرخ انتشار آن ناحیه در مدل پخش وارد شدند، نقشه*ی تقریبی از غلظت* انواع آلاینده*ها در سرتاسر آن منطقه رسم می*شود. اگر این مدل موفق باشد، نقشه*ها می*بایست به خوبی با داده*های واقعی به دست آمده در ایستگاه*های کنترل مطابقت داشته باشند. یک مدل موفق می*تواند در تدوين مجموعه استانداردهای انتشار برای انواع منابع كاربرد داشته باشد به طوری که استانداردهای کیفیت هوا رعايت شود. همچنین از این مدل*ها می*توان برای پیش*بینی تأثیر منابع جدید روی کیفیت هوا و استانداردهای انتشاری که می*بایست برای حفظ مطلوب کیفیت هوا وضع گردند استفاده کرد.
پخش یک آلاینده در اتمسفر نتیجه سه مکانیزم اصلی است: (1) حرکت عمده توده هوا که آلاینده*ها را در جهت باد منتقل می*کند، (2) نوسانات در سرعت تلاطمی که آلاینده*ها را در همه جهات پخش می*کند و (3) پخش به علت گردایان*های غلظت. علاوه بر این، خصوصیات آئرودینامیکی عمومی مانند اندازه، شکل و وزن، بر روي سرعت ته*نشینی ذرات آلاینده یا شناور شدن آنها به سمت بالا مؤثر است. عواملی که هم تلاطم اتمسفری و هم وزش باد را تحت تاثیر قرار می*دهند در بخش*های بعدی این فصل مورد بحث قرار خواهند گرفت. پخش دود از دودکش*ها در فصل چهارم، مورد بررسی قرار مي گيرد.

[دکتر مصطفی کلهر]

3-2- تابش خورشیدی
در لایه فوقاني آتمسفر زمین، تابش عمودی خورشیدی که ثابت خورشیدی نامیده می*شود، تقریباًًً file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.gif16/8 است. حداکثر شدت تابش در طول موج*هایی بین 4/0 و 8/0 میکرومتر است، که در بخش مرئی طیف الکترومغناطیس، قرار دارد. تقریباً 42 درصد این انرژی (1)به وسیله جو بالا جذب می*شود، (2)به وسیله ابرها به فضا منعکس می*شود، (3)توسط اتمسفر بازتابش می*كند، (4)توسط سطح زمین منعکس می*شود و یا (5)به وسیله بخار آب و ابرها جذب می*شود. تقریباً 47 درصد تابش خورشید به وسیله آب و سطح زمین جذب می*شود. زمین که به عنوان جسمی با دمای تقریبی 290 درجه کلوین (17 درجه سانتی*گراد) در نظر گرفته می*شود، طول موج*های بلند با حداکثر میزان بین 4 و 12 میکرومتر (ناحیه نزدیک به مادون قرمز) را تابش مي*كند. مقدار زیادی از این تابش توسط بخار آب و دی*اکسیدکربن موجود در اتمسفر نزدیک به سطح زمین جذب می*شود. بخار آب و دی*اکسیدکربن اکثر تابش خورشیدی را از خود عبور می*دهند ولی تابش ساطع شده از سطح زمین را که دارای طول موج بلند است جذب می*کند، لذا حاصل این تبادلات گرم شدن اتسمفر خواهد بود که بستگی به میزان O2Hو 2CO موجود در جو دارد. این فرآیند، «اثر گلخانه*ی» نامیده می شود. تعدادی از صاحب*نظران نشان داده*اند که افزایش 100 درصدی در میزان O2Hو 2CO در اتمسفر می*تواند منجر به افزایش دمای جو بین 1 تا 2 درجه سانتيگراد شود.
از سوی دیگر، یکی از نتایج صنعتی*شدن در سرتاسر جهان افزایش بارز انتشار ذرات است. ذرات معلق موجود در اتمسفر موجب كاهش رسيدن تابش خورشید به سطح زمین می*شوند. اثر بازدارندگی ذرات در تابش خورشیدی، با اثرات 2CO و بخار آب موجود در اتمسفر در تضاد می*باشد، از*این*رو افت دمای متوسطی در اتمسفر رخ می*دهد. اگر انتشارات ناشی از فعالیت*های بشری بدون کنترل باقی بمانند، پیش*بینی اینکه کدام یک از این دو عامل در طی دهه های آینده تأثیر بیشتری روی دمای اتمسفر خواهند داشت مشکل است. با این*حال همانطور که در شکل1-15 نشان داده شد، تغییر قابل توجهي در دمای میانگین زمین در نیمکره شمالی، ثبت شده است. از سال 1890 تا 1940 دمای میانگین حدود Co 6/0 افزایش یافت ، اما از 1940 تا 1965، دمای میانگین کره زمین تقریبا Co 2/0 کاهش یافت. پس از آن و بین سال*هاي 1965 و 1990، این دما تقریباً 4/0درجه سانتی*گراد بالا رفت. باید توجه داشت که دمای میانگین زمین طی عصر یخ*بندان بزرگ فقط در حدود 4 درجه سانتی*گراد کمتر از گرمترین دوره*اش بوده است. هنوز نمی*توان ثابت کرد که آیا این تغییرات ثبت شده در الگوهای آب و هوایی، تغییراتی کوچک و ساده* هستند که معمولاً در تمام قرنها قابل انتظارند یا حاصل اثرات مربوط به پیدایش و تکامل انسانها مي*باشند.
میزان تابش خورشیدی که به واحد سطح زمین می*رسد[1] (http://www.aermod.ir/#_ftn1) تابع متغیرهای متعددی است. مهمترین عامل، تغییر زاویه تابش است(شکل 3-1). در شکل 3-1 (الف) افزایش مساحت سطح برای مقدار یکسانی از تابش خورشیدی در زمستان در مقایسه با تابستان نشان داده شده است. در شکل 3-1 (ب) برای موقعیت*های جغرافیایی مختلف تغییر مشابهی ملاحظه می*شود.
ضخامت آتمسفر و در نتیجه میزان انرژی خورشیدي جذب شده، همانطور که در شکل 3-2 نشان داده شده است، تابعی از اوقات روز است. اشعه*های خورشید در صبح زود و بعدازظهر مماس با سطح زمین هستند و در هنگام ظهر، تقریباً عمود بر سطح زمین می باشند. مدت زمان تابش خورشیدی برای یک روز تابستانی تقریباً 2 برابر یک روز زمستانی است. با توجه به این مباحث مشاهده می*شود که مقدار واقعی انرژی خورشیدي که به وسیله واحد سطح زمین دریافت شده تابع پیچیده*ی از موقعیت، فصل، ساعت روز و ترکیب شیمیایی اتمسفر بالای سطح زمین است.

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.jpg
شكل 3-1: الف)تغییر در تابش خورشیدی در فصل*های مختلف، ب)تغییر در تابش خورشیدی با تغییر موقعیت جغرافیایی

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image005.jpg
شكل 3-2: تغییر در ضخامت اتمسفری با تغییر در زاویه برخورد اشعه تابشي

میزان اشعه تابشي خورشید که در سطح زمین جذب می شود تابعی از خصوصیات جذبی آن سطح است؛ یعنی بستگي به سطح زمین دارد، اعم از اينكه؛ صخره، آب، یخ، پوشش گیاهی و یا
چیزهاي دیگرباشد. خاک زبر و بدون پوشش بیشتر از یخ یا سطوح صخره*اي با بازتابش بالا، اشعه خورشیدی را جذب می*کند. شفافیت آب، ضخامت لایه جذب کننده را بیشتر می*کند و بنابراین انرژی بیشتری توسط ضخامت مشخص از آب در مقایسه با ضخامت یکسانی از خاک تیره، جذب می*شود. کسری از اشعه تابشي که توسط یک سطح بازتاب می*شود توان بازتابش سطحي[2] (http://www.aermod.ir/#_ftn2)، نامیده می*شود.
گرمای ویژه اجسام موجود در سطح زمین از گرمای ویژه آب کمتر است، لذا اگرچه مقدار انرژی خورشیدی جذب شده توسط واحد سطح خاک مي*تواند با مقادیر جذب شده توسط واحد سطح آب یکسان باشد، ولی افزایش دمای ایجاد شده متفاوت خواهد بود. جریانات موجود در آب و انتقال گرما بوسیله همرفت[3] (http://www.aermod.ir/#_ftn3) باعث می*شود که انرژی جذب شده توسط آب به عمق بیشتری منتقل شود، در حالی که این عمق برای صخره و خاک کمتر است چرا که در صخره و خاک انتقال گرما تنها توسط عمل رسانش[4] (http://www.aermod.ir/#_ftn4) صورت می*گیرد. ترکیب تمام این عوامل باعث بروز اختلافات قابل*توجهی بین دماهای آب و خاک و بنابراین بین دمای دریاها و هوای قاره*ها می*شود.
پیچیدگی الگوهای باد در نزدیکی سواحل آب، مانند دریاچه*ها، اقیانوس*ها و خلیج*ها توسط عاملی حاصل مي*شود که این عامل در نواحی خشک وجود ندارد. تفاوت* در سرعت گرم شدن خاک و آب منجر به شکل*گیری اختلاف دما در هوای بالای آب و خاک تا اواسط روز می شود. انبساط هوای گرم و صعود آن در بالای خاک، باعث حرکت افقی هوا از آب به سمت خاک (نسیم اقیانوس یا دریاچه) می*شود. در شب، سطح خاک با سرعت بیشتری نسبت به آب سرد می*شود. بنابراین هوای بالای خاک به تدریج سردتر و سنگین*تر از هوای بالای آب می*شود و حرکت افقی هوا از خاک به سمت آب رخ مي*دهد(نسیم خشکی).


[1] (http://www.aermod.ir/#_ftnref1)-insolation

[2] (http://www.aermod.ir/#_ftnref2)-albedo

[3] (http://www.aermod.ir/#_ftnref3) -convection

[4] (http://www.aermod.ir/#_ftnref4) -conduction

[دکتر مصطفی کلهر]

3-3- گردش باد
خورشید، زمین و اتمسفر یک سیستم دینامیکی خیلی بزرگ را تشکیل می*دهند. گرمایش جزئی هوا، گرادیان*های فشار افقی را افزایش می*دهد که به نوبه خود منجر به حرکت افقی در اتمسفر می*شود. بنابراین اختلاف دما بین اتمسفر در قطب*ها و استوا، و نیز بین اتمسفر بالای قاره*ها و اقیانوس*ها باعث حرکت*های هوا در مقیاس بزرگ می*شود. (بادهای محلی مثل نسيم دریاچه، بوسیله اختلاف دمای منطقه**ای به وجود می*آیند). اگر زمین نمی*چرخید، هوا به طور طبیعی تمایل به حرکت مستقیم از نواحی پر فشار به سمت نواحی کم فشار داشت. در شکل 3-3(الف)، جریان هوا عمود بر خطوط هم*فشار نشان داده شده است. چرخش زمین این موقعیت را تغییر می*دهد. علاوه بر گرادیان فشار FP، می*بایست نیروی کوریولیس[1] (http://www.aermod.ir/#_ftn1) Fcor ناشی از چرخش زمین نیز منظور شود(گاهي نیروی کوریولیس، نیروی خمیدگی افقی نیز نامیده می*شود). این نیرو، انحراف حركت توده هوا به سمت راست ، نسبت به سطح زمين را در نیمکره شمالی، هنگامی که ديد ناظري در مقابل حرکت بسته[2] (http://www.aermod.ir/#_ftn2) هوا قرار دارد، توجیه می*کند. نیروی کوریولیس در این سیستم جهانی تابعی از سرعت توده هوا، عرض جغرافیایی و سرعت زاویه**اي چرخش زمین است. این نیرو در قطب*های زمین دارای بیشترین مقدار و در استوا صفر است. اگر این بردار نیرو به نیروی گرادیان فشار اضافه شود وضعیت نهایی بطور کلی مشابه شکل 3-3(ب)، خواهد بود.(بردار برآیند سرعت* با خطوط هم*فشار دارای زاویه است). این بردارها بیان*گر تعادل استاتیکی نیستند زیرا همانطور که نشان داده شده است، نیروها در تعادل قرار ندارند. در اتمسفر فوقاني، توده*های هوا بطور متناوب تحت شتاب جزئی قرار می*گیرند. بنابراین، نیروهایی که بر این توده*ها اعمال می*شوند، ضرورتاً می*بایست در تعادل باشند. اگر تنها نیروی گرادیان فشار را در نظر بگیریم و نیروی کوریولیس در حالت ایده*آل باشد، وضعیت بردارها در حالتی که خطوط هم*فشار موازی هستند همانند شکل 3-3(ج) خواهد بود. از آنجا که نیروی گرادیان فشار FP می*بایست عمود بر خطوط هم*فشار باشد، نیروی کوریولیس می*بایست موازی با FP اما در جهت مخالف، به سمت ناحیه پرفشار باشد. علاوه بر این، سرعت باد و نیروی کوریولیس با زاویه قائم نسبت به یکدیگر عمل می*کنند در نتیجه، باد می*بایست موازی با خطوط هم*فشار حرکت کند. به خاطر بیاورید که نیروی کوریولیس در سمت راست سرعت باد در نیمکره شمالی عمل می*کند. بنابراین باد می*بایست طوری بوزد که هنگامی که ناظر رو به پایین به سطح زمین نگاه می*کند، ناحیه کم فشار در سمت چپ جهت حرکت باشد.
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.jpg
شكل 3-3: تغییر در نیروهای مختلف در جهت باد، نسبت به خطوط هم*فشار در اتمسفر. الف)نیروی گرادیان فشار تنها، خطوط هم*فشار موازی؛ ب) نیروهای گرادیان فشار و کوریولیس، خطوط هم*فشار موازی؛ ج)نیروهای کوریولیس و فشار در تعادل، خطوط هم*فشار موازی؛ د) تعادل نیروهای فشار و کوریولیس توسط شتاب مرکزگرا، منحنی*هاي هم*فشار

هواشناسان به این باد ایده*آل باد زمین گرد يا ژئوستروفيك[3] (http://www.aermod.ir/#_ftn3) گویند. این باد در شکل با Vg نشان داده می*شود و تقریبا تا بیش از چند صد متر بالای سطح زمین را تحت تاثیر قرار می*دهد. به جز در مورد بادهای خیلی آرام، جهت و سرعت باد واقعی در این ارتفاع احتمالاً نباید با مقادیر باد زمین*گرد بیش از 10 درجه و 20 درصد تفاوت داشته باشد. برای جریان باد زمین*گرد، خطوط هم*فشار بر خطوط اصلی جریان هوا منطبق می باشند.
نوع دیگری از باد که در مسائل هواشناسی مطرح می*شود باد گرادیان[4] (http://www.aermod.ir/#_ftn4) نام دارد که با منحنی*هاي هم*فشار ارتباط دارد. حتی اگر سرعت یک توده هوا ثابت باشد، در یک مسیر منحني می*بایست شتاب رو به مرکز ac در نظر گرفته شود. این مسیرهای منحني بوضوح در اطراف نواحی کم و پرفشار وجود دارند. در نیمکره شمالی حرکت هوا در خلاف جهت ساعت در اطراف یک مرکز کم فشار را سیکلون[5] (http://www.aermod.ir/#_ftn5) گویند و حرکت در حهت عقربه*هاي ساعت در اطراف مرکز پرفشار را آنتي*سيكلون[6] (http://www.aermod.ir/#_ftn6) گویند. شکل 3-3(د) دیاگرام بردار سرعت برای باد گرادیان در نزدیکی یک مرکز کم فشار را نشان می*دهد. بردار ac، نشان*دهنده شتاب مرکزگرا به سمت داخل درجهت شعاع r مي*باشد. همانطور که انتظار می*رود، سرعت گرادیان Vg تابع شعاع انحناء، گرادیان فشار، سرعت زاویه*ای زمین و عرض جغرافیایی است. در لبه*های پرفشار و مراکز کم فشار(جایی که انحناء مشخصی در مسیر توده هوا روی می*دهد)، سرعت باد گرادیان، در مقایسه با سرعت باد زمین*گرد، تقریب دقیق*تری از شرایط واقعی باد است.
بادهای گرادیان و زمین*گرد عملا به مفهوم عدم حضور نیروی*های اصطکاک است، هرچند حرکت توده هوا در نزدیکی سطح زمین توسط اثر اصطکاکی ناهمواري سطح، کند می*شود. ناحیه عمودی بین سطح زمین و لایه*های بالاتر جو، به عبارتی در نواحی که باد گرادیان وجود دارد، لایه مرزی سیاره**ای[7] (http://www.aermod.ir/#_ftn7) نامیده می*شود. میزان كاهش سرعت باد با ارتفاع و ضخامت لایه مرزی، تابعی از ناهمواري سطح یا پستی و بلندی*های زمین، و نیز گرادیان دما در لایه*های تحتاني جو است. تاثیر نیروی اصطکاک هنگامی که به نیروهای کوریولیس و گرادیان فشار اضافه شود، تا حدی باعث چرخش حرکت هوا به سمت چپ باد گرادیان می*شود (هنگامی که ناظر از بالا به پایین به سطح زمین نگاه می*کند). در این حالت باد تحت زاویه* کوچکی به سمت ناحیه کم فشار می*چرخد. جابه*جایی زاویه* تابع همان متغیرهایی است که برای نیروی اصطکاک در بالا ذکر شد. دیاگرام بردارها در شکل 3-4، جهت باد برآیند را برای خطوط مستقیم هم*فشار نشان می*دهد. نیروی اصطکاک Ff مخالف جهت باد است و جهت باد می*بایست عمود بر بردار نیروی کوریولیس باشد. همان*طور که می*دانیم نیروی کوریولیس متناسب با سرعت باد است. نیروی اصطکاک مستقیماً سرعت باد را در لایه مرزی کاهش می*دهد و بنابراین نیروی کوریولیس Fcor کاهش می*یابد. نیروی فشار FP به*همان شکل باقی می*ماند، اگر چه برخلاف آنچه در حالت باد زمین*گرد دیدیم، این نیرو با نیروی کوریولیس در تعادل نخواهد ماند. این عدم تعادل باعث می*شود جهت باد بجای اینکه موازی خطوط هم*فشار باشد، خطوط هم*فشار را به*سمت ناحیه کم فشار قطع کند. توجه کنید که در این حالت سرعت باد کمتر از سرعت باد زمین*گرد است ولی ساير شرايط یکسان باقی می*ماند.
هنگامی که نیروی اصطکاک در تحليل*ها درنظر گرفته*شود نيز می*توان انتظار باد پايدار را داشت. مولفه** بردار FP که در جهت باد عمل کند باعث خنثی شدن نیروی اصطکاک Ff می*شود. هم*زمان، نیروی کاهش یافته کوریولیس توسط دیگر مولفه FP خنثی می*شود. نتیجه جالب این تعادل را می*توان با توجه به جریان هوا در اطراف نواحی کم فشار و پر فشار مشاهده کرد. شکل3-5 (الف) دیاگرام سرعت جریان چرخشی توده هوا در اطراف یک مرکز پرفشار را نشان می*دهد. نیروهای اصطکاک، کوریولیس و گرادیان فشار و بردار شتاب مرکزگرا نشان داده شده*اند. در واقع این دیاگرام همان دیاگرام شکل3-4 است که بر روی یک مسیر منحنی قرار دارد. نکته مهم آن است که سرعت باد به سمت خارج از دایره است. بنابراین باید در نزدیکی مرکز پرفشار، جریان هوا در جهت عقربه*هاي ساعت رو به بیرون حرکت کند. اگر تحلیل سه بعدی دقیق*تری روی جریان هوای نزدیک به یک مرکز پرفشار صورت بگیرد مشخص می*شود که جریان علاوه بر حرکت به سمت پایین به سمت خارج نیز حرکت می*کند. در نتیجه برای اینکه جریان برون*سو ادامه یابد توده

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.jpg
شكل 3-4: تاثیر نیروی اصطکاک در لایه مرزی سیاره*اي روی جهت باد

[1] (http://www.aermod.ir/#_ftnref1)-coriolis force

[2] (http://www.aermod.ir/#_ftnref2) -parcel

[3] (http://www.aermod.ir/#_ftnref3)-geostrophic

[4] (http://www.aermod.ir/#_ftnref4)-gradian wind

[5] (http://www.aermod.ir/#_ftnref5)-cyclon

[6] (http://www.aermod.ir/#_ftnref6)-anticyclone

[7] (http://www.aermod.ir/#_ftnref7)-planetary boundary condition

[دکتر مصطفی کلهر]

شكل 3-5: تعادل نیرو در مجاورت نواحی کم و پرفشار. الف)جریان برون*سو و درجهت عقربه*هاي ساعت*در اطراف ناحیه پرفشار ب) جریان درون*سو وخلاف جهت عقربه*هاي ساعت در اطراف ناحیه کم*فشار

هوا باید ازمركز وارد شده و به سمت پایین حرکت کند. این جریان رو به پایین فرونشست[1] (http://www.aermod.ir/#_ftn1) نامیده می*شود که مانعی برای پخش آلاینده*ها در اتمسفر است.
شکل 3-5 (ب) جریان اطراف یک مرکز کم فشار را نشان می*دهد. در این حالت*، جهت بردار سرعت به سمت داخل است. بنابراین جریان نزدیک به یک مرکز کم فشار، خلاف جهت عقربه*هاي ساعت است. با تحلیل بیشتر مشخص می*شود که در واقع جریان مارپیچی، رو به بالا و به سمت داخل است. بنابراین آلاینده*های موجود در لایه*های پایینی جو به سمت بالا منتقل خواهند شد و معمولا در یک ناحیه بزرگ پخش می*شوند. علاوه بر این در حین حرکت توده هوا به*سمت بالا، در اثر کاهش فشار به علت افزایش ارتفاع، توده هوا سرد می*شود. در این حالت ممکن است بخار آب موجود در توده هوا به مایع تبدیل شود. این امر نیز می*تواند به پاکسازی آلاینده*ها از هوا کمک کند.
جابجایی زاویه*ای باد در لایه مرزی سیاره**ای تاثیر مهمی بر الگوی پخش آلاینده*ها از دودکش*های بلند دارد. از آنجا که نیروی بازدارنده اصطکاک با ارتفاع از سطح زمین تغییر می*کند، میزان حرکت زاویه*ای باد نیز با ارتفاع تغییر خواهد کرد. نیروی اصطکاک در لایه مرزی در سطح زمین دارای مقدار حداکثر و در بالای لایه مرزی ،جائی که باد گرادیان یا زمین*گرد غالب است، تا صفر کاهش می*یابد. بنابراین زاویه جابه*جایی جهت باد در نتیجه اصطکاک از حداکثر خود در نزدیکی سطح زمین تا صفر در بالای لایه مرزی تغییر می*کند. هنگامی که از بالا به سمت زمین نگاه می*کنیم، باافزایش ارتفاع درون لایه مرزی باد در جهت عقربه*هاي ساعت جابه*جا می*شود. این موضوع در شکل3-6 (الف) نشان داده شده است. زاویه f در صفحه x-y در جهت عكس عقربه*هاي ساعت با نزدیک شدن به زمین، افزایش می*یابد. این جابه*جایی دو کار انجام می*دهد. اول، روشن است که جهت باد در پایه دودکش، شکل 3-6 (الف) ، جهت صحیح حرکت آلاینده*های منتشر شده از بالای یک دودکش بلند را نشان نمی*دهد. بنابراین اندازه*گیری* جهت باد در نزدیکی سطح زمین نمی*تواند جهت واقعی آلاینده*های خروجی از دودکش را تعیین کند. در حضور بادهای قویm/s) 6 (> می*توان از تغییر در جهت سرعت باد u با ارتفاع، در m100 اول لایه مرزی سیاره**ای صرف*نظر کرد. اما هنگامی که سرعت باد کمتر از m/s6 (mi/hr13)باشد تغییر در جهت باد محسوس خواهد بود. تغییر در مقادیر f از 5 تا 15 درجه در مناطق اقیانوسی اتفاق می*افتد، در حالی*که تغییر از 25 تا 45 درجه معمولا در سرعت*های پایین در خشکی روی می*دهد.
دوم، همان*طور که آلاینده*ها در جهت باد منتقل می*شوند همزمان، هم به سمت خارج و هم بطور عمودی در جهت y و z نیز پخش خواهند شد. در مدتی که آلاینده*ها به طور عمودی در لایه مرزی پخش می*شوند در ارتفاعات مختلف با جریانات باد در جهت*های مختلف روبرو خواهند شد. بنابراین الگوی پخش آلاینده در جهت باد معمولا نسبت به جهت وزش باد در بالای دودکش دارای تقارن نیست بلکه بالعکس، تمایل به انحراف و خمیدگی دارد. این وضعیت در شکل 3-6 (ب) و از دید ناظری که به سمت پایین به صفحه x-y نگاه می*کند نشان داده شده است.
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.jpg
شكل 3-6: تاثیر نیروهای اصطکاکی لایه مرزی سیاره**اي بر جهت باد در ارتفاعات مختلف
میزان انحراف، همان*طور که توسط زاویه f در شکل 3-6 (الف) نشان داده شد، به موقعیت نسبی انتهای دودکش در لایه مرزی بستگی دارد.


[1] (http://www.aermod.ir/#_ftnref1)-subsidence

[دکتر مصطفی کلهر]

3-4- نرخ کاهش
یکی از مهمترین ویژگی*های اتمسفر، پایداری آن یعنی تمایل آن به مقاومت در برابر حرکت عمودی هوا یا ممانعت از تلاطم[1] (http://www.aermod.ir/#_ftn1) موجود است. این تمایل مستقیماً توانایی اتمسفر برای پخش آلاینده*های منتشر شده در آن را تحت تأثیر قرار می*دهد. هنگامی که حجم کمی از هوا در اتمسفر به سمت بالا جابه*جا می*شود با فشار کمتری مواجه شده و منبسط می*شود لذا دمای آن کاهش می*یابد. معمولاً این انبساط به اندازه کافی سریع است و ما می*توانیم فرض کنیم که هیچ انتقال گرمائی بین توده هوا و اتمسفر اطراف آن اتفاق نمی*افتد. این را، انبساط بی*در*رو يا آدياباتيكي[2] (http://www.aermod.ir/#_ftn2) مي*نامند. تغییر دما با ارتفاع، که در نتیجه انبساط آدياباتيكي است به صورت زیر تعیین می*شود.
اتمسفر به عنوان ستون ثابتی از هوا در یک میدان جاذبه در نظر گرفته می*شود و هوا نیز به عنوان یک گاز ایده*آل خشک فرض می*شود. در غیاب اثرات اینرسیايي و اصطکاک، تعادل نیروی استاتیکی روی یک المان دیفرانسیلی با ضخامت dz، منجر به معادله هیدرواستاتیکی زیر می*شود:


(3-1)

dp= - rgdz



دراین رابطه P فشار اتمسفری، r چگالی اتمسفری(ثابت فرض می شود)، g شتاب گرانشی محلی و z ارتفاع است. علامت منفی از آنجا نتیجه می*شود که ارتفاع z به سمت بالا مثبت می باشد در حالی که فشار P در این جهت کاهش می*یابد.
اگر حجم یک بسته هوا V ثابت بماند و دمای آن به اندازه dh افزایش یابد، دمای هوا به میزان dT افزایش خواهد یافت. این رابطه با معادله زیر نشان داده می*شود:
dh= cvdT
در این رابطه، CV گرمای ویژه هوا در حجم ثابت است. این افزایش دما باعث افزایش فشار براساس قانون گازهاي ایده*آل(یا معادله حالت) شده و به شکل زیر بیان می*شود:


(3-2)

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.gif



در این رابطه P فشار گاز، m جرم توده هوا، MW وزن*مولکولی،*R ثابت*جهانی*گاز و*Ru ثابت جهانی
گاز تقسیم بر وزن مولکولی آن است. این رابطه را می*توان به شکل Pv=RT مرتب کرد، که v حجم واحد جرم V/m است، پس P=rRT زيرا v معادل با عکس چگالی اتمسفری، r مي*باشد.
اگر فشار ثابت باشد، در اثر دادن گرما به توده هوا دمای آن افزایش یافته و توده هوا منبسط می*شود. براساس قانون اول ترمودینامیک داریم؛
dh = cvdT + Pdv
با دیفرانسیل*گیری از رابطه (3-2) و حل آن برای dv، تغییر حجم در رابطه بالا را می*توان برحسب تغییر فشار بازنویسی کرد:


(3-3)

dh= (cv+R)dt-vdp= cpdT-vdp



اگراجازه دهیم که با تغییر فشار ، توده هوا منبسط یا منقبض شود (مثل آنچه که هنگام حرکت توده هوا به ارتفاع پایین*تر یا بالاتر روی می*دهد) و اگر فرض کنیم که بین توده هوا و محیط اطراف آن هیچ انتقال حرارتی صورت نگیرد، این فرآیند به عنوان انبساط یا انقباض بی*در*رو نامیده می*شود. در این مورد،0= dh است. با قراردادن صفر به جاي dh و جایگذاری معادله هیدرواستاتیک (3-1) در معادله (3-3)، رابطه بین تغییر دما dT و تغییر ارتفاع dz به شکل زیر خواهد شد:


(3-4)

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.gif



اگر بتوان از تغییرات g و cP با ارتفاع صرف نظر کرد، آنگاه تغییر دما با ارتفاع تحت شرایط بی*در*رو، ثابت و مستقل از ارتفاع خواهد شد.
در واحد SI، cP برای هوای خشک در دمای اتاق برابر J/kg oC 1005 و g برابر 2 m/s 806/9 خواهد بود. بنابراین، برای هوای خشک؛
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.gif
نرخ کاهش[3] (http://www.aermod.ir/#_ftn3) طبق تعریف برابر گرادیان دما در اتمسفربا علامت منفی است. بنابراین نرخ کاهش آدياباتيك خشک[4] (http://www.aermod.ir/#_ftn4) که با نماد file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif نشان داده می*شود، برابراست با:


(3-5)

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image010.gif



نرخ کاهش آدياباتيك خشک در مطالعات هواشناسی بسیار مهم است. مقایسه* file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif با نرخ کاهش واقعی (محیطی) در لایه*های تحتاني اتمسفر، معیاری برای پایداری جوي است. همانطور که درزیرخواهیم دید، درجه پایداری معیاری از توانایی اتمسفر برای پخش آلاینده*های منتشره است. قبل از آزمایش این اثر، ارزیابی نرخ کاهش برای اتمسفری با استاندارد بین*المللی مؤثر خواهد بود.
بر اساس داده*های هواشناسی، اتمسفری با استاندارد بین*المللی تعریف شده است تا از آن به عنوان مبنایی برای مقایسه استفاده گردد. به طور متوسط تا ارتفاع ft35300، در عرض*های جغرافیایی میانه، دما به طور خطی با ارتفاع کاهش می*یابد. به طور میانگین این دما از R o 519 ( oK288) در سطح دریا تا Ro 393 (oK 7/216) در ارتفاع ft35300 (km8/10) تغییر می*کند. لذا گرادیان دمای استاندارد یا نرمال برابر است با:
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image013.gif
بنابراین نرخ کاهش استاندارد یا نرمال بر پایه همرفت بین*المللی file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image015.gif یا file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image017.gif می*باشد. منحنی دما برای یک اتمسفر استاندارد در مقابل منحنی دمای آدياباتيك در شکل 3-7، نشان داده شده است.
در پایان، نرخ کاهش آدياباتيك اشباع(مرطوب)[5] (http://www.aermod.ir/#_ftn5) را مورد بررسی قرار می*دهیم. هنگامی که اتمسفر از بخار آب اشباع نیست، مقدار cp برای مخلوط بخار آب و هوا با مقدار آن برای هوای خشک یکسان است. بنابراین dT/dZ محاسبه شده ازمعادله (3-4) برای این مخلوط، در حالت انبساط آدياباتيك بدون تغییر می*ماند. اما اگر هوا درآغاز با بخار آب اشباع شود و به*طور آدياباتيك تغییر ارتفاع *دهد گرادیان دما متفاوت از مقدار m100oC/1 – خواهد بود. * هنگامی که بخار آب

[1] (http://www.aermod.ir/#_ftnref1)-turbulence

[2] (http://www.aermod.ir/#_ftnref2)-adiabatic

[3] (http://www.aermod.ir/#_ftnref3)-lapse rate

[4] (http://www.aermod.ir/#_ftnref4)-dry diabatic lapse rate

[5] (http://www.aermod.ir/#_ftnref5)-saturated(wet) adiabatic lapse rate

[دکتر مصطفی کلهر]

به ارتفاع بالاتر می*رود دانسیته آن بیشتر می*شود. این فرآیند باعث آزاد شدن آنتالپی، حین چگالش آب شده و این انرژی باعث افزایش دمای مخلوط مي*شود. هم*زمان، انبساط هوا به سمت بالا و نواحی کم فشار باعث کاهش دمای هوا می*شود. سهم* هر یک از این دو پدیده روی تغییرات دما با ارتفاع را می*توان با نوشتن تعادل انرژی برای توده هوایی که با بخار آب اشباع شده است به*دست آورد. فرض کنیم ω نسبت جرم بخار آب به جرم هوای خشک در حجم هوای اتمسفری باشد، هنگامی که بسته هوا بالا می*رود، برای تغییرات دیفرانسیلی بخارآب به مایع dω انرژی داده شده به حالت بخار برحسب انرژی بر واحد جرم هوای خشک برابر hfgdω است. برای حالت بخار، این امر معادل افزودن گرما به بخار است. بنابراین معادلۀ (3-3)، که برای حالت بخار بکار می*رود، زمانی که با معادله (3-1) ترکیب شود بصورت زیر در خواهد آمد:
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.gif
یا
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.gif
با مرتب کردن معادله بالا به نتیجه دلخواه می*رسیم:
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.gif
توجه داشته باشید که چون توده هوای در حال صعود است لذا چگالی بخار آب افزایش می*یابد و dω/dz منفی خواهد بود. بنابراین، در مقایسه با هوای خشک، مجموع دو جمله* سمت راست کمتر مثبت است. لذا در نهایت، کاهش دما با افزایش ارتفاع را خواهیم داشت که این مقدار کاهش دما بیشتر از تغییر در مقدار آدياباتيك خشک نخواهد بود. از آنجا که فشار بخار آب با افزایش دما به طور محسوسی افزایش می*یابد، لذا کمیت dω/dz به شدت تابعی از دما است. به طور تقريبي، نرخ کاهش اشباع برای یک توده هوای آدياباتيك تقریباً ft 1000F/o 4/3 یا m 100C/o 6/0 است. هرچند نرخ کاهش آدياباتيك اشباع در پیش*بینی شرایط پایدرای اتمسفر مهم می*باشد اما در عمل استفاده از نرخ کاهش آدياباتيك خشک برای تخمین پایداری اتمسفر کافی است.

[دکتر مصطفی کلهر]

شرایط پایداری
اگر بخواهیم توانایی اتمسفر در پخش آلاینده*ها را تخمین بزنیم باید از میزان پایداری اتمسفر اطلاع حاصل کنیم. یک جو پایدار جوی است که اختلاط یا حرکت عمودی زیادی در آن روی نمی*دهد. در نتیجه، آلاینده*های منتشر شده در نزدیکی سطح زمین تمایل دارند همانجا باقی بمانند. اختلاط زیاد در لایه*های تحتاني جو (در مقیاس بزرگ) به(1) گرادیان دما و (2) تلاطم مکانیکی در نتیجه عملکرد برشی باد[1] (http://www.aermod.ir/#_ftn1) بستگی دارد. قابلیت اختلاط حرارتی را می*توان به وسیله مقایسه گرادیان دمای واقعی(محیطی) با نرخ کاهش آدياباتيك تعیین کرد.
نمونه*هایی از چند نرخ کاهش اتمسفری همراه با نرخ کاهش آدياباتيك خشک در شکل 3-8 نشان داده شده است. هنگامی که نرخ کاهش اتمسفری بیشتر از نرخ کاهش خشک file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.gifباشد، اتمسفر در حالت فوق آدياباتيك[2] (http://www.aermod.ir/#_ftn2) است(دقت کنید که این بدان معنی است که گرادیان دمای واقعی منفی*تر از گردایان دمای آدياباتيك خشک است). حالت فوق آدياباتيك ، نقطۀ A در شکل 3-8 (الف) ، را در نظر بگیرید. هنگامی که مقدار کمی از هوا در دمای A به سرعت به سمت بالا جابه*جا شود (مثلا توسط تغییر تلاطم در اتمسفر) انبساط آدياباتيك رخ خواهد داد، زیرا نرخ انتقال گرما در مرز بسته هوا در مقایسه با نرخ حرکت عمودی آن کمتر است. موقعیت نهایی بسته هوا می*تواند نقطه B باشد که درامتداد خط آدياباتيك خشک قرار دارد. دمای هوا در موقعیت B بیشتر از دمای هوای محيط در آن ارتفاع، كه با C نشان داده شده، مي*باشد. این بسته کوچک هوا از هوای اطراف خود سبک*تر است (فشار یکسان اما دما بالاتر) و لذا تمایل به ادامه حرکت به سمت بالا را دارد. از آنجا که به همان میزان هوا می*بایست به سمت پایین جابه*جا شود، بنابراین این بسته هوا به صورت آدياباتيكي فشرده شده تا به دمای E مي*رسد و دماي اخير از دماي هوای محيط كه با F نشان داده شده کمتر است. به علت چگالی بیشتر، مقدار کمی از هوا به حرکت رو به پایین خود ادامه خواهد داد. به این حالت شرایط ناپایدار[3] (http://www.aermod.ir/#_ftn3) گفته می*شود زیرا هر تلاطم عمودی در جو تقویت خواهد شد.

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.jpg
شكل (3-8): نرخ کاهش باتوجه به شرایط پایداری جوي (نرخ کاهش محیطی -، نرخ کاهش بی*در*رو ---)
هنگامی که نرخ كاهش محيطي تقريباً با نرخ كاهش آدياباتيك يكسان باشد[شكل*3-8 (ب)]، جو از لحاظ پايداري خنثي[4] (http://www.aermod.ir/#_ftn4) است. در این حالت هر بسته هوايي كه به سرعت به بالا يا پايين برده شود همان دمای محيط اطراف در ارتفاع جديد را خواهد داشت. از این*رو هيچ تمايلي به حركت عمودي، ناشی از تفاوت حرارتی، وجود نخواهد داشت و توده هوا در موقعيت جديد باقي مي*ماند. به حالتی که در آن نرخ كاهش محيطي كمتر از نرخ کاهش آدياباتيك باشد(گراديان دمايي بالاتر)، شرایط زیر آدياباتيك [5] (http://www.aermod.ir/#_ftn5) گفته می*شود. مشابه آنچه در درباره شرایط فوق آدياباتيك گفته شد در مي*يابيم كه اتمسفر در حالت زیر آدياباتيك ، پايدار است واين بدان معناست كه هر بسته كوچك هوايي كه به صورت ناگهاني در جهت قائم جابجا شود تمايل دارد به موقعيت اوليه*اش بازگردد. به عنوان مثال، فرض کنید یک بسته هوا از موقعيت A به C جابجا مي شود، شکل 3-8 (الف) دراین حالت بسته هوا سنگین*تر از محيط اطراف* خود مي*باشد، نقطهB، بنابراين تمايل به بازگشت به موقعيت اوليه خود را دارد.
در بسياري مواقع پايداري اتمسفر توسط گراديان دماي پتانسيل[6] (http://www.aermod.ir/#_ftn6) نيز توصيف مي*شود. طبق تعریف، دماي پتانسيل[7] (http://www.aermod.ir/#_ftn7) هواي خشك θ دماي نهایی حجمي از گاز است که طی فرآيندی آدياباتيك از فشارموجود p به فشار استاندارد Po برابر mbar1000 (kPa 100) برده شده*است. اين فرايند در شكل 3-9 با مسيرA-B نشان داده شده*است . θبرحسب رابطه زیر تعريف مي*شود :


(3-6)

θ=T(P0 /P)(k-1)/k =T(1000/P)0.288



که k نسبت گرماي ويژه است و مقدار 288/0 براي زمانی است که هواي محيط، خشك بوده و در لایه*های پائینی جو باشیم. در اين معادله فشار P بايد بر حسب ميلي بار و دما T بر حسب درجه رانكلين R يا درجه كلوين K بيان شود.
گرادیان دمای پتانسیل می*تواند برحسب گرادیان دمای اطراف و نرخ کاهش آدياباتيك خشکfile:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.gif نیز بیان شود. با مشتق*گیری لگاریتمی از معادله(3-6) نسبت به ارتفاع z، داریم:


(3-7)

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.gif



با استفاده از معادله (3-1):
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image010.jpg
شكل (9-3): فرایند آدیاباتیک که توسط آن دمای پتانسیل،θ، تعریف می*شود.


معادله حالت گاز ایده*آل:
(3-8) file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image012.gif
با جایگذاری معادلات (3-1) و (3-8) در رابطه (3-7) و ساده کردن آن داریم:
(3-9) file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image014.gif
برای یک گاز ایده*آل:
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image016.gif
بنابراین
(3-10) file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image018.gif

توجه داشته باشید که جمله دوم در طرف راست رابطه (3-10) نرخ کاهش آدياباتيك خشکfile:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.gif است که در معادله (3-4) داده شده*است. پس رابطه بالا می*تواند به شکل زیر نوشته شود:

[1] (http://www.aermod.ir/#_ftnref1) -shearing action of the wind

[2] (http://www.aermod.ir/#_ftnref2)-superadiabatic

[3] (http://www.aermod.ir/#_ftnref3)-unstable

[4] (http://www.aermod.ir/#_ftnref4)-neutrial

[5] (http://www.aermod.ir/#_ftnref5)-subadiabatic

[6] (http://www.aermod.ir/#_ftnref6)-potential temperature gradient

[7] (http://www.aermod.ir/#_ftnref7)-potential temperature

[دکتر مصطفی کلهر]

با حل معادله (3-11) برای file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.gif و با فرض اینکه برای تغییرات اندک P، file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.gifاست، خواهیم داشت :
(3-12) file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.gif
که، file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif گرادیان دمای پتانسیل است. توجه کنید که سمت راست رابطه (3-12) اختلاف بین گرادیان*های دمای آدياباتيك خشک و محیطی است. هنگامی که دما با ارتفاع کاهش می*یابد، مثلا در اتمسفر استاندارد یا نرمال، file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image010.gif منفی خواهد بود. هنگامی کهfile:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image010.gif منفی*تر از گرادیان دمای آدياباتيك خشک باشد، در این صورت file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif منفی و یا کمتر از صفر خواهد شد. بنابراین گرادیان دمای پتانسیل منفی بیان*گر یک جو ناپایدار (فوق آدياباتيك)است. همچنین هنگامی که file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image010.gif از گرادیان دمای آدياباتيك خشک، کمتر منفی (و یا حتی مثبت) باشد(شرایط زیر آدياباتيك)، گرادیان دمای پتانسیل مثبت خواهد بود و اتمسفر پایدار می باشد . وقتی file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif صفر است اتمسفر خنثی است.
هنگامی که دما با ارتفاع افزایش می*یابد نرخ کاهش، منفی خواهد بود که به این شرایط جوی وارونگی[1] (http://www.aermod.ir/#_ftn1) گویند [شکل3- 8(د)]. در این حالت شرایط جوی بسیار پایدار است و مشخصه آن گرادیان دمای پتانسیل مثبت و نسبتاً بزرگ است. اثر وارونگی بصورت کاهش پخش عمودی آلاینده*ها و لذا افزایش غلظت محلی است. از انواع وارونگی*ها دو گونه آن بسیار متداول هستند، یکی شرایطی است که با نزول یک لایه هوا به درون یک توده هوای پرفشار ایجاد می*شود و دیگری وارونگی بوجود آمده براثر بازتابش از سطح زمین به اتمسفر محلی در شب هنگام است. نوع اول، وارونگی فرونشستی[2] (http://www.aermod.ir/#_ftn2) نامیده می*شود. در این حالت معمولا یک لایه وارونگی بالای سطح زمین بوجود می*آید. این نوع وارونگی در اثر تراکم آدياباتيك و گرم شدن لایه هوا، هنگامی که به درون یک مرکز پرفشار در ارتفاعات پایین *تر کشیده می*شود، تشکیل می*گردد. در هنگام نزول آدياباتيك یک لایه هوا که رفتار یک گاز ایده*آل رادارد، طبق معادله (3-3) داریم:
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image016.gif
بنابراین تغییر دما با فشار در هر نقطه*ی درون این لایه وارونگی تابع گرمای ویژه در فشار ثابت و چگالی گاز در آن موقعیت است. در دامنه وسیعی از دماها مقدار cP برای هوا اساسا ثابت است. با اين حال، چگالی هوا در بالای این لایه از مقدار آن در پایین لایه کمتر است، كه به دلیل تغییر فشار باروماتیک با ارتفاع مي*باشد. در نتیجه برای این لایه هوا داریم:
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image018.gif
معنای این عبارت آنست که بالای لایه سریعتر از پایین لایه گرم می شود . اگر فرونشست (سقوط کلی) این لایه به مدت کافی ادامه یابد یک گرادیان دمای مثبت درون لایه ایجاد خواهد شد. وجود این گرادیان، شرایط را برای ایجاد لایه وارونگی آماده می*کند. لذا این توده هوای فرونشسته به عنوان یک سرپوش بزرگ برای جو زیرین خود عمل می*کند.
باید در نظر داشت که وارونگی*های فرو نشستی در ارتفاع بسیار بالاتری از منابع انتشار اتفاق می*افتند و بنابراین بطور کلی سهمی در مشکلات آلودگی هوای کوتاه مدت ندارد. اما به هر حال این نوع وارونگی مي*تواند برای چندین روز ادامه پیدا کند و با شدت به تجمع طولانی مدت آلاینده*ها کمک نمايد. موارد خطرناک آلودگی*های هوا که در گذشته در نواحی پرجمعیت شهرهای بزرگ به ثبت رسیده است اغلب با یک وارونگی فرونشستی همراه بوده است. وارونگی*های فرونشستی مشخصه معمول سواحل غربی ایالات متحده است که تقریباً در 340 روز از سال رخ می*دهند. نمودار دمای متداول برای وارونگی فرو*نشستی، که از جریان رو به پایین هوا در یک ناحیه پرفشار ایجاد می*شود، در شکل 3-10(الف) نشان داده شده است.
در نوع دوم وارونگی که وارونگی تشعشعی[3] (http://www.aermod.ir/#_ftn3) نامیده می*شود، لایه*های سطحی اتمسفر در طی روز از طریق هدایت، همرفت، و تابش از سطح زمین، حرارت دریافت کرده و گرم می*شوند. این مسئله باعث ایجاد یک پروفیل دما با گرادیان منفی در لایه پایینی جو می*شود. اگر یک شب صاف داشته باشیم در این*صورت سطح زمین به*سرعت گرمای خود را از دست داده و سرد می*شود. در این حالت لایه*هایی از هوا که در نزدیکی سطح زمین قرار دارند سردتر از لایه*های بالایی خود می*شوند. بنابراین پروفیل دمای روزانه معکوس می*شود و یک لایه پایدار وارونگی جو نزدیک سطح زمین را می*پوشاند[3-10(ب)]. این نوع وارونگی فقط تا قبل از روشنی روز و طی اوقاتی که آسمان
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image020.jpg
شكل 3-10: نمايش؛ الف)وارونگی فرونشستی، ب)وارونگی تشعشعی، ج)ترکیب وارونگی*های فرونشستی و تشعشعی

صاف و باد ملایم وجود دارد بسیار شدید است. این وارونگی هنگامی که آفتاب صبحگاهی زمین را گرم می*کند و حرکت رو به بالای جریانات هوای گرم شروع می*شود از بین می*رود. اگر سطح زمین با برف پوشیده شده باشد، از آنجا که توان بازتابش برف بیشتر از 8/0 است و سطح زمین دیرتر گرم می*شود، وارونگی صبح طولانی*تر خواهد شد. شکل 3-11 نمایی واقعی از جابه*جایی روزانه توده*های هوای پایدار و ناپایدار نزدیک به سطح زمین را نشان می*دهد. تقریباً از ساعت 6 صبح تا 5 بعدازظهر در این منطقه گرادیان دما منفی است. اما با فرا رسیدن غروب، گرادیان معکوس شده و تا اندکی پس از طلوع آفتاب روز بعد ادامه می*یابد. توجه کنید که لایه وارونگی تا حدودm 300 (ft1000) به سمت بالا امتداد می یابد. ارتفاع وارونگی**های تابشی اغلب کمتر ازm 500 (ft1600) است. چنین وارونگی*هایی توسط پوشش قابل ملاحظه*ا*ی از ابر یا توسط بادهای قوی از بین می*روند. پوشش ابر تا حدودی از اتلاف تابشهای سطح زمین جلوگیری کرده و مانع از سرد شدن سریع هوای اطراف زمین می*شود. بادهای قوی، گرادیان* دمای نامطلوبی که توسط شرایط حرارتی بوجود آمده*اند را بهبود می*بخشند. وارونگی*های تابشی در مشکلات آلودگی هوا نقش مهمی دارند چرا که (برخلاف وارونگی*های فرونشستی) در لایه*ا*ی از اتمسفر که شامل منابع آلاینده است بوجود می*آیند. به علاوه، از آنجایی که احتمال تشکیل وارونگی*های تابشی در طی شب*های بدون ابر و باد بسیار زیاد است لذا شانس اینکه بتوان توسط ته*نشینی یا حرکت جانبی هوا میزان آلودگی را کاهش داد بسیار کم است.
وارونگی*های تابشی و فرونشستی ممکن است بطور همزمان در اتمسفر تشکیل شوند. این شرایط در شکل3-10(ج)، توسط یک نمودار دمای متداول نشان داده شده است. حضور مشترک دو نوع وارونگی منجر به پدیده**"به*دام افتادگی گاز خروجی از دودکش" می*شود که در بخش بعد مورد
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image022.jpg
[1] (http://www.aermod.ir/#_ftnref1)-inversion

[2] (http://www.aermod.ir/#_ftnref2)-subsudence inversion

[3] (http://www.aermod.ir/#_ftnref3)-radiation inversion

[دکتر مصطفی کلهر]

بررسی قرار خواهد گرفت. شدت و دوام وارونگی متاثر از فصول سال است. عموماً پاییز و زمستان طولانی*ترین مدت و بیشترین تعداد وارونگی را دارند. توپوگرافی یک منطقه نیز بر روی وارونگی*ها اثر می*گذارد. برای مثال، هوای سرد در شب از کوهستان به سمت پایین جریان دارد و می*تواند به وسیله هوای گرم بالای آن در دره به دام بیافتد. تا زمانی که خورشید مستقیماً در بالای دره قرار نگیرد احتمالا هوای دره به اندازه*ا*ی که بتواند وارونگی را از بین ببرد گرم نخواهد شد.
دو نوع دیگر از وارونگی*های محلی می*تواند ایجاد شود. یکی از آنها مربوط به نسیم دریاست که قبلاً در مورد آن صحبت شد. گرم*شدن هوای بالای یک سطح خاكي در هنگام صبح مي*تواند باعث جریان یافتن هوای سردتر از سمت یک اقیانوس یا دریاچه بزرگ واقع در نزدیکی آن، به طرف خشكي شود. این امر منجر به تشکیل یک لایه هوای گرم در بالا و یک لایه هوای سرد در سطح زمین یا همان وارونگی می*شود. از دیگر شرایطی که منجر به وارونگی دما می*شود، عبور یک جبهه هواي گرم از روی خشكي*هاي بزرگ است. معمولا جبهه هواي گرم تمایل به غلبه بر هوای سردتر و غلیظ*تر پیش روی خود را دارد و بنابراین باعث ایجاد وارونگی دما در مقیاس محلی می*شود. عبور یک جبهه سرد از روی یک ناحیه گرم نیز منجر به پدید آمدن شرایطي مشابه خواهد شد.
در سال 1961،پاسكوئيل[1] (http://www.aermod.ir/#_ftn1) [2]، یک روش جدولی برای تخمین شرایط پایداری اتمسفری معرفی کرد که اکنون اندکی اصلاح شده و برای استفاده در انواع مدل*های انتشار بکار می*رود. متعاقباً این روش در سال 1970 توسط ترنر[2] (http://www.aermod.ir/#_ftn2)[3] در دستورالعمل ارزیابی اتمسفر[3] (http://www.aermod.ir/#_ftn3) (WADE) منتشر شد(جدول 3-1 ).
پایداری اتمسفر به شش کلاس پایداری (A تا F) تقسیم*بندی می*شود، کلاس A ناپایدارترین و کلاس F پایدارترین حالت است. در سال 1994، ویرایش دوم WADE [2]، شرایط پایداری را بصورت، A شدیداً ناپایدار، B ناپایداری متوسط، C اندکی ناپایدار، E اندکی پایدار و F پایداری متوسط، تعریف کرد. پایداری مربوط به محیط خنثی یا آدياباتيك، کلاس D نام دارد. خط تیره*های موجود در جدول برای سرعت*های پایین باد در شب، جزو کلاس شدیدا پایداربه عنوان هفتمين كلاس پايداري، G در نظر گرفته می*شوند.
توضیحات زیر و نیز مطالبی که در پاورقی جدول آمده است نحوه کار با جدول 3-1 را توضیح می*دهد[3]:

جدول 3-1: کلید تعیین کلاس*های پایداری(1)


سرعت باد سطحی در
10 متری(m/s)


روز

شب



تشعشعات ورودی خورشید

پوشش ابر



قوی

متوسط

ضعیف

پوشش سبک ابر یا ≥ 50% ابری

تقریبا صاف یا
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.gif ≥ ابری



< 2

A

A-B

B

-

-



3-2

A-B

B

C

E

F



5-3

B

B-C

C

D

E



6-5

C

C-D

D

D

D



> 6

C

D

D

D

D



















(1) برای شرایط ابری(Overcast) در طول روز یا شب بایدکلاس پایداری D درنظر گرفته شود.
(Source:D.B. Turner. Workbook for Atmospheric Dispersion Estimates. Washington, D.C.: HEW, 1969.)

1. تابش قوی خورشید، به شرایطی گفته می*شود که آسمان صاف بوده و زاویه تابش خورشید بیش از 60 درجه بالای خط افق باشد، مانند یک روز تابستانی معمولی. جو با قابلیت همرفتی شدید.
2. تابش ضعیف خورشید، به شرایطی مانند یک بعدازظهر پاییزی آفتابی، یا یک روز تابستان با آسمان صاف و زاویه خورشیدی تنها 15 تا 35 درجه بالای افق، اطلاق می*شود.
3. هوای ابری باعث کاهش تابش اشعه خورشیدی به سطح زمین می*شود و برای تعیین میزان تابش خورشید باید میزان ابري بودن و زاویه تابش خورشید با هم بکار رود. به عنوان مثال، اگر پوشش ابرکم باشد (file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.gif تا file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.gif) دراینصورت تابش خورشیدی قوی در یک روز صاف به تابش خورشیدی متوسط کاهش می*یابد و در صورتی*که پوشش ابر در*حد متوسط باشد، این میزان تاتابش خورشیدی ضعیف نیز کاهش خواهد یافت.
4. به مدت زمان بین، 1 ساعت قبل از طلوع خورشید تا 1 ساعت بعد از غروب خورشید، "شب" گویند.
این جدول به طور گسترده در مدل*سازی پخش آلاینده*ها به کار می*رود و رکن اساسی در تعیین شرایط پایداری جو در فصل چهارم خواهد بود.
از آنجایی*که جدول 3-1 روشی نیمه عددی برای تعیین شرایط پایداری است، محققان دیگر در تلاش بودند تا توسط ابزارهایی شرایط پایداری جوی را مستقیم*تر اندازه*گیری کنند. اندازه*گیری*هایی که با موفقیت انجام شد شامل، گرادیان دمای محیطی file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif، انحراف معیار جهت باد افقي file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image010.gif و انحراف معیار جهت باد عمودي ((σφ بودند. جدول 3-2 رابطه بین کلاس*های پایداری A تا F و file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif، file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image013.gifو ((σφ را نشان می*دهد. شرایط آدياباتيكfile:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image015.gif یا خنثی در کلاس پایداری D قرار دارد. هفتمین کلاس G از کلاس*هاي پایداری، در رهنمودهای کمسیون قانونگذاری اتمی[4] (http://www.aermod.ir/#_ftn4) (NRC) گنجانده شده است که مطابق آن باید بدترین حالت از یک جو بسیار پایدار را برای وضعیتی که انتشارات رادیواکتیو اتفاق می*افتد در نظر گرفت. این حالت معمولاً در مورد منابع غیر رادیواکتیو به کار برده نمی*شود. اگرچه اندازه*گیری گرادیان دمای محیطی معمولاً به یک برج بلند و اندازه*گیری در دو ارتفاع متفاوت نیاز دارد ولی انحراف معیار جهت باد را می*توان با اندازه**گیری تنها در یک ارتفاع (معمولا 10 متری)
جدول 3-2: مقایسه روشهای مختلف تعیین کلاس پایداری


پاسکویل

dT/dZ (ºC/100)

θσ(1)

φσ



A

9/1- ≥

º5/22≤

º12≤



B

7/1- ≥ 9/1- <

5/22 > 5/17 ≤

12 > 10 ≤



C

5/1- ≥ 7/1- <

5/17 > 5/12 ≤

10 > 8/7 ≤



D

5/0- ≥ 5/1- <

5/12 > 5/7 ≤

8/7 > 5 ≤



E

5/1 ≥ 5/0- <

5/7 > 8/3 ≤

5 > 4/2 ≤



F

4 ≥ 5/1 <

8/3 > 1/2 ≤

4/2>



G

4 <

1/2 >

-













تغییر پیشنهاد شده برای قوانین راهنما 23/1 است. کمیسیون قانون گذاری هسته*ای، سپتامبر 1980

محاسبه کرد. متغیرهای موجود در جهت باد را هم می*توان در سطح افق، با تحلیل نوسان بادنما[5] (http://www.aermod.ir/#_ftn5)، و هم در سطح افقی و عمودی با کمک یک بادنمای دوگانه[6] (http://www.aermod.ir/#_ftn6) که قادر به اندازه*گیری نوسانات در هر دو سطح است، تعیین نمود. متغیرهای غیرخطی موثر در گرادیان دما می*توانند منجر به تخمین*های نادرستی از وضعیت پایداری جو شوند. در مجموع، این روش*ها بینشی صحيح در مورد وضعیت پایداری محیط به دست می*دهند.

[1] (http://www.aermod.ir/#_ftnref1)-pasquill

[2] (http://www.aermod.ir/#_ftnref2)-Turner

[3] (http://www.aermod.ir/#_ftnref3)-Workbook of atmospheric estimates

[4] (http://www.aermod.ir/#_ftnref4)-nuclear egulatory commission

[5] (http://www.aermod.ir/#_ftnref5)-wind vane

[6] (http://www.aermod.ir/#_ftnref6)-bi-vaneها

[دکتر مصطفی کلهر]

- نیمرخ سرعت باد
همانطور که قبلاًً ذکر کردیم حرکت هوا در نزدیکی سطح زمین به وسیله اثرات اصطکاک، متناسب با ناهمواری سطح، کند می*شود. بنابراین، پستی* بلندی*های زمین، موقعیت و تراکم درختان، موقعیت و اندازه دریاچه*ها، رودخانه*ها، تپه*ها و ساختمان*ها گرادیان*های سرعت باد متفاوتی در جهت عمودی ایجاد می*کنند. لایه*ی از هوا (لایۀ مرزی سیاره*ی) که تحت تاثیر نیروی اصطکاک قرار دارد از چند صدمتر تا چندین کیلومتر بالای سطح زمین گسترش می*یابد. عمق این لایه مرزی در شرایط ناپایدار بیشتر از عمق آن در شرایط پایدار است. بنابراین در حالت ناپایدار آلاینده*ها مسافت عمودی بیشتری را طی می*کنند. این امر منجر به کاهش عمومی غلظت در تمام نقاط پایین دست منبع می*شود. در هر صورت باید در نظر داشت که در یک اتمسفر ناپایدار به علت نوسان موجود در میزان تلاطم جو، غلظت*های لحظه*ای ممکن است بیشتر از غلظت*های موجود در یک اتمسفر پایدار باشد.
نیمرخ*های متداول سرعت–باد در طول اوقات روز و شب در شکل 3-12 نشان داده شده*اند. به علت شرایط اتمسفری پایدارتر در شب، شیب* نمودار در شب معمولاً بیشتر از شیب نمودار در روز است. توجه داشته باشید که نیمرخ سرعت–باد برای ارتفاع 0 تا 600 متری رسم شده است. در بالای این ارتفاع، اثر اصطکاک قابل صرفنظر کردن است و سرعت باد با سرعت باد گرادیان یکسان خواهد شد. اثر عمدۀ ناهمواری زمین بر نیمرخ سرعت-باد در شکل 3-13 نشان داده شده است. در این مورد خاص، ضخامت کل لایه مرزی تقریباً از 500 تا 280 متر، به علت کاهش ناهمواری، تغییر می*کند. با کاهش ناهمواری ، نمودار در نزدیکی سطح زمین عمیق*تر نیز می*شود. چون در لایۀ مرزی سیاره ا*ی سرعت باد با ارتفاع به شدت تغییر می*کند، بنابراین مقادیر سرعت-باد می*بایست نسبت به ارتفاعی که در آن اندازه*گیری شده*اند، اعلام شوند. استاندارد بین*المللی برای اندازه*گیری*های باد سطحی، ارتفاع 10 متری است.

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.jpg
شكل 12-3:تغییر نیمرخ سرعت-باد با شرایط پایداری.
(Source:D.B. Turner. Workbook for Atmospheric Dispersion Estimates. Washington, D.C.: HEW, 1969.)
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.jpg
شكل (13-3): تاثیر ناهمواری سطح بر نیمرخ سرعت-باد. مقادیر روی منحنی*ها بیان*گر درصد مقدار گرادیان باد است.
(Source: D.B Turner. Workbook for Atmospheric Estimates. Washington, D.C.: HEW, 1969.)

اغلب لازم است تا سرعت باد علاوه بر ارتفاع استاندارد، در چند ارتفاع دیگر نیز اندازه*گیری شود. تلاش*های زیادی برای ارائه روابط تحلیلی مناسبی که بتواند سرعت باد را برحسب ارتفاع بیان کند صورت گرفته است. به علت پیچیدگی این پدیده هنوز هیچ رابطه کاملاً مناسبی وجود ندارد. با این وجود، قانون توان دکان[1] (http://www.aermod.ir/#_ftn1) [4[ برای استفاده در لایه*های مرزی تا عمق چندصدمتری مفید است. این عبارت به صورت زیر بیان می*شود:


(3-13)

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.gif



u سرعت باد در ارتفاع z و u1 سرعت باد در ارتفاع z1 و p توانی مثبت است که مقادیر آن توسط محققان مختلف از 07/0 تا 60/0 گزارش شده است. هنگامی که نرخ کاهش محیطی تقریباً برابر با نرخ کاهش آدیاباتیک است و پستی بلندی*های زمین سطح کمی را پوشش میدهند، مقدار p، تقریباً برابر 15/0 است.[4]
ضخامت لایه مرزی و نیمرخ سرعت–باد توابعی از پایداری جوی و ناهمواری سطحی هستند. از اینرو توان p می*بایست نسبت به شرایط پایداری اتمسفر و ناهمواری سطحی تغییر کند. به عنوان مثال، در مدل پخش آلاینده*های مجتمع*های صنعتی سازمان حفاظت محیط زیست آمریکا(ISC3) [2] (http://www.aermod.ir/#_ftn2) ارائه شده است[6]، مقدار p برای مناطق روستائی و شهری برای کلاس پایداری A تاF در جدول 3-3 نشان داده شده است. این جدول معمولا به منظور تصحیح سرعت باد استفاده می*شود بدین ترتیب با داشتن ارتفاع موثر منبعی که آلاینده از آن خارج می*شود و سرعت باد در ارتفاع مرجع 10 متری، با استفاده از اعداد جدول، سرعت متوسط باد در آن ارتفاع بدست می آید.
همانطور که در فصل چهارم بیان خواهد شد، پخش آلاینده*ها در اتمسفر به شدت تابعی از میانگین سرعت باد در ارتفاع منبع انتشار است. از بحث پیشین در مورد تغییر سرعت باد با ارتفاع در می*یابیم که سرعت باد می*بایست با دقت و با در نظر گرفتن ارتفاع، پستی بلندی های طبیعی محیط و شرایط پایداری اتمسفر انتخاب شود.

[1] (http://www.aermod.ir/#_ftnref1) - Deacon

[2] (http://www.aermod.ir/#_ftnref2)-EPA’s Industrial Source Comples (ISC3) disperion model

[دکتر مصطفی کلهر]

حداکثر عمق اختلاط
پخش آلاینده*ها در لایه* زیرین جو به تاحد زیادی توسط پدیده اختلاط همرفتی و تلاطمی تقویت می*شود. میزان اختلاط عمودی بصورت روزانه، از فصلی به فصل دیگر و همچنین تحت تأثیر شرایط توپوگرافیکی تغییر می*کند. هر چه میزان اختلاط عمودی بیشتر باشد هوای بیشتری برای رقیق کردن غلظت آلاینده*ها در دسترس است. شناوری حرارتی[1] (http://www.aermod.ir/#_ftn1) بر میزان عمق لایه اختلاط همرفتی، که
جدول 3-3 مقادیر توان، p ، در رابطه (3-13)


گروه پایداری
منطقه روستایی
منطقه شهری


A
07/0
15/0


B
07/0
15/0


C
10/0
20/0


D
15/0
25/0


E
35/0
30/0


F
55/0
30/0


Source: User, Guide for the ISC3 Dispersion Models, vol.II, EPA-454/B-95-003b, U.S. EPA, September, 1995. Available on TTNWeb SCRAM
حداکثر عمق اختلاط[2] (http://www.aermod.ir/#_ftn2) نام دارد تاثیر می*گذارد. معمولاً اطلاعات به صورت میانگین یک دورۀ ماهانه داده می*شود؛ در نتیجه، مقادیر MMD موجود به صورت میانگین حداکثر عمق* اختلاط[3] (http://www.aermod.ir/#_ftn3) (MMMD) بیان می*شوند.
هنگامی که یک بسته هوا توسط تابش خورشیدی در سطح زمین گرم می*شود، دمای آن از دمای هوای محیط اطراف بالاتر می*رود و نیروی شناوری به آن اعمال می*شود. شتاب ناشی از نیروی شناوری که به علت همین اختلاف دما بوجود می*آید را می*توان به طریق زیر بدست آورد. معادله حاکم بر یک المان سیال در اتمسفر که در حالت تعادل استاتیکی با محیط است توسط معادله (3-1) بیان می*شود:


(3-1)
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.gif


حال یک توده هوا را در نظر بگیرید که به طرف بالا شتاب گرفته و گرم می*شود. معادله حاکم برای این توده هوا مشابه رابطه (3-1) است با این تفاوت که این معادله شامل یک عبارت اینرسیایی برای درنظر گرفتن اثر شتاب است. لذ برای این بسته هوا داریم:
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.gif
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.gif شتاب بسته هوا، file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif چگالی بسته هوای گرم شده و ρ در معادله (3-1) چگالی هوای گرم نشده اطراف است. از آنجا که فشار برای توده هوای گرم شده و محیط* گرم نشده اطراف یکسان است لذا عبارت file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image010.gif دارای علامت(' ) نخواهد بود. با جایگذاری معادله (3-1) در رابطه اخیر داریم:
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image012.giffile:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image014.gif
در نهایت، با استفاده از معادله گازهای ایده*آل برای بسته هوای گرم شده و هوای اطراف آن، که دارای فشار یکسان هستند، خواهیم داشت:
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image016.gif
با جایگزینی file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image018.gif و file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image020.gif در عبارت file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.gif با استفاده از معادلات گاز ایده*آل:


(3-15)
شتاب شنا*وری file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image023.gif


معادله (3-15) نشان می*دهد که یک بسته هوا بعد از گرم شدن تا زمانی که دمای آن file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image025.gif با دمای هوای محلی برابر شود به صعود خود در اتمسفر ادامه خواهد داد. در این نقطه توده هوا و محیط اطراف آن در تعادلی خنثی خواهند بود و این ارتفاع را حد لایه اختلاط همرفتی[4] (http://www.aermod.ir/#_ftn4) یا حداکثر عمق اختلاط گویند. اين شرایط در شكل3-14(الف) نشان داده شده است كه در آن انديس 0 براي T نشان دهنده مقدار آن در سطح زمين است. بطور کلی دماي اتمسفر در سطح زمين T0 است و نیمرخ دمايي آن با خط ممتد (dT/dz)env نشان داده شده است. فرض کنید يك بسته هوا توسط تابش خورشید تا دمای T'0 در سطح زمین گرم شود. همانطور که در شکل با خط نقطه چین نشان داده شده است، اين بسته هوا با نرخ کاهش آدیاباتیک خشک Γ به سمت بالا منبسط می*شود. محل تقاطع اين دو خط حداکثر عمق اختلاط MMD را نشان می*دهد. در هواي بسيار پايدار گراديان كلي دماي اتمسفري شبیه به شكل3-14(ب) خواهد بود. در اين شرايط ارتفاع MMD بسیار كمتر از حالتي است كه در شكل3-14(الف) نشان داده شده است. شكل 3-14(ج) موقعيتMMD را در حضور يك لايه وارونگي فوقاني نشان مي دهد.
در عمل، MMD به كمك نیمرخ دمای اتمسفر واقعی برای كيلومترها بالاتر از سطح زمين تعيين مي گردد. در عمل بالونی به سطوح فوقانی جو فرستاده شده و مقادير دمادر ارتفاع هاي مختلف گزارش مي شود. اين روش به اندازه*گيرهاي راوين سوند[5] (http://www.aermod.ir/#_ftn5) معروف است. اين مقایر در مقابل ارتفاع ترسيم مي شوند. خط دماي آدیاباتیک خشك*که از نقطه حداکثر دماي متوسط ماهانه در سطح زمین شروع می*شود، نیز ترسيم مي گردد. ارتفاعي كه در آن خط آدیاباتیک خشك خط راوين*سوند را قطع مي كند بیان*گر MMD است. مقادیر دمای اتمسفر معمولاً در شب اندازه*گيري مي*شوند هر چند اندازه*گیری*های صبح*گاهی نیز معمولا مورد استفاده قرار می*گیرد.

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image027.jpg
شكل 3-14: تعیین حداکثر عمق اختلاط (MMD) در شرایط جوی مختلف
(نيمرخ آدیاباتیک --- و نيمرخ محیطی _____)
مقدار MMD معمولاً در شب به حداقل خود رسيده و در طي ساعات روز با تابش خورشید افزايش مي يابد. اگر در طول شب وارونگي شدید داشته باشیم مقدار MMD ممكن است تقريباً به صفر برسد در حالي*كه مقادير بيش از m2000 يا m 3000 نيز در روز متداول است. از لحاظ فصلي، متوسط MMD در زمستان (ماههاي آذر و دی) کمترین مقدار و در آغاز تابستان(تیر) بیشترین مقدار را دارد. دانشمندی به نام هولس ورت[6] (http://www.aermod.ir/#_ftn6) [6] ميانگين حداكثر عمق*هاي اختلاط را براي سراسر ايالات متحده در فصول مختلف و براي دوره*هاي صبح و بعد*از*ظهر جمع*آوری کرده است. شكل*هاي3-15(الف) و (ب) ميانگين عمق*هاي اختلاط در صبح و بعد*از*ظهر را براي فصل زمستان نشان می*دهد. هرچند این عمق*ها در بعد*از*ظهر با ميانگين حداكثر عمق*هاي اختلاط (MMMD) هماهنگی دارد اما واضح است كه عمق*هاي اختلاط صبحگاهي از مقدار MMMD كمتر بوده و در نتيجه در ساعات ابتدايي صبح میزان پخش آلاینده*ها کاهش می*یابد. میانگین حداکثر عمق*های اختلاط در بعدازظهر تابستان، به علت افزایش اختلاط گرمایی، 5/1تا 3 برابر بزرگتر از مقدار آن در زمستان است. تخمین زده می*شود که این عمق به بیش از 3600 متر در نواحی جنوب غربی ایالات متحده برسد[5]. باید توجه داشت که مشکل آلودگی هوای مناطق شهری اکثرا زمانی اتفاق می*افتد که مقدار MMD کمتر از 1500 متر است. از آنجا که مقدار MMD در اکثر نواحی شهری کمتر از این مقدار است بنابراین غالبا پتانسیل ایجاد مشکلات آلودگی هوا بالا است.

[1] (http://www.aermod.ir/#_ftnref1)-thermal buoyancy

[2] (http://www.aermod.ir/#_ftnref2)-maximum mixing depth

[3] (http://www.aermod.ir/#_ftnref3)-mean maximum mixing depth

[4] (http://www.aermod.ir/#_ftnref4)-The limit of the convective mixing layer

[5] (http://www.aermod.ir/#_ftnref5)-rawinsonde

[6] (http://www.aermod.ir/#_ftnref6)-Holzworth

[دکتر مصطفی کلهر]

3-8 گلباد
برآورد دقیق میزان پراكندگي آلاينده*ها در اتمسفر نيازمند اطلاع از تناوب توزیع، جهت باد و همچنین سرعت آن است. اين اطلاعات از شهری به شهر ديگر و براي يك شهر خاص در ماههاي مختلف سال به میزان قابل ملاحظه*اي تغيير مي كند. الگوهای محلي برای خصوصیات حرکت هوا[1] (http://www.aermod.ir/#_ftn1) نيز بايد به شكل جدول يا نمودار تهيه شود. جدول 3-4 فهرستی فرضي از سرعت و جهت باد در يك ناحيه شهري در دامنه های يك ساعته برای یک دوره يك ماهه(30 روزه) را نشان می*دهد. اطلاعات معمولاً در هشت جهت اوليه و هشت جهت ثانويه جغرافیایی گزارش مي شوند. سرعت باد، همانگونه كه در جدول نشان داده شده است، معمولاً به چند دسته تقسيم مي*شود. روش*هایی وجود دارد که در صورت نیاز مي*توانيم انحرافات ایجاد شده در اندازه گیری*ها را حذف کنیم و همچنین می*توانیم اطلاعات موجود برای بادهای ملایم(سرعت باد بین0 تا1 گره دریائی) را در تمام

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.jpg
شكل (15-3): میانگین عمق*های اختلاط برای الف) صبح بهاری و ب) بعدازظهرهای بهاری.
(Source: G.C Holzworth: Mixing Heights, Wind Speeds, and Potential for Urban Air Pollution Throughout United States. AP-101, U.S. EPA, 1972.)

مقادیر باید در 100 ضرب شوند.

16 جهت پخش کنیم [7].
شكل3-16 اطلاعات جدول 3-4 را به صورت نمودار نشان مي*دهد. در محورهای قطبی، فراوانی مشاهدات مختلف در مورد جهت*های باد به ثبت رسیده که با طول كل ميله در آن جهت متناسب است. توزیع سرعت باد در هر جهت با طول قطعات مجزای روی هر میله متناسب است. دايره مياني درصد زمان*هايي را نشان مي*دهد كه بادهاي بسيار آرام مشاهده شده*اند. اگر از دايره مياني به سمت بيرون حركت كنيم، بخشي*كه با اولين خط جدا شده است بیانگر درصد زماني*است
جدول 3-4: سرعت و جهت باد برای یک شهر فرضی و برای یک ماه


جهت
باد
فراوانی سرعت باد مشاهده شده بر اساس فواصل ساعتی
(mi/hr)


3-1
7-4
12-8
18-13
24-19
کل


N
3
4
8
4

19


NNE
4
10
3
2

19


NE
8
8
2
2

20


ENE
4
4
7
3

18


E
2
4
3
2

11


ESE
3
3
2
2

10


SE
12
10
15
5

42


SSE
6
17
20
5

48


S
16
24
24
6

70


SSW
7
31
17
3

58


SW
6
48
35
7

96


WSW
5
16
17
7

45


W
6
24
14
6

50


WNW
5
15
14
12

46


NW
4
4
18
28
4
58


NNW
2
8
18
9

37


آرام
73







کل
164
231
220
101
4
720


























که بادهايی با سرعت mi/h 3-0 وزیده*اند. بخشی که با دومین خط جدا شده است، درصد زمانی که بادهایی با سرعت mi/h7-4 وزیده*اند را نشان می*دهد و برای ساير بخش*ها نيز روال کار به همين ترتيب است. براي اکثر مناطق شهري بزرگ چنين نموداری، که گلباد[2] (http://www.aermod.ir/#_ftn2) نام دارد، براي هر يك از ماههاي سال وجود دارد كه هر كدام از آنها متوسط مقادير چند سال گذشته را نشان مي*دهند. جهت باد در جدول 3-4 و شكل 3-16 در واقع جهتي است كه باد از آن جهت مي*وزد. شكل 3-17(الف) يك گلباد واقعی همراه با اطلاعات متداول مربوط به سرعت-باد را نشان مي*دهد. عدم تقارن این گلباد خاص باید مورد توجه قرار بگیرد. چنين گلبادهایی برای مناطقی مثل مناطق واقع در كوهستان-دره بسیار معمول هستند. گلباد شكل3-17(ب) كه براي منطقه ديگري ترسيم شده است بر خلاف شکل3-17(الف) توزیع سرعت باد در هر جهت را نشان نمی*دهد ولی در عوض تفاوت فاحش گلباد از شب تا روز را به*وضوح نشان می*دهد. اين مورد اخير، اطلاعات مربوط به شهر نيویورك است و تفاوت بین گلباد شب و روز ناشي از نسيم دريايي درآن منطقه رانشان می*دهد. به منظور پيش بيني میزان پراكندگي آلودگي در اتمسفر محلي بايد مجموعه كاملي از گلبادها براي تمامی طول سال تهیه شود، چرا كه اطلاعات مربوط به سرعت و جهت باد ممكن است در ماه*هاي مختلف به شدت متفاوت *باشند.

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.jpg
شكل (3-16): گلباد فرضی برای اطلاعات جدول 3-4

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.jpg
شكل 3-17: الف)گلباد متداول بر اساس اطلاعات سرعت باد. ب)گلباد روز-شب برای نیویورک نشان*دهنده تاثیر نسیم دریائی
(Source: D.H Slade, ed. Meteorology and Atomic Energy. Washington, D.C.: AEC, 1968)


[1] (http://www.aermod.ir/#_ftnref1)-the characteristic patterns of local air movement

[2] (http://www.aermod.ir/#_ftnref2)-wind rose

[دکتر مصطفی کلهر]

تلاطم
بطور کلی پخش آلاينده*هاي جوي توسط دو مكانيزم عمده چرخش*های اتمسفري شامل، باد و تلاطم جوي صورت می*پذیرد. تلاطم جوي به*طور کامل شناخته نشده است و عمدتاً شامل نوساناتی از جريان باد است که دارای فركانس بيش از 2 چرخش در ساعت باشد. نوسانات مهمتر شامل فركانس*هايي در گستره 1-01/0 چرخش در ثانیه است. تلاطم اتمسفري در نتيجه دو عامل مهم روی می*دهد الف) گرم شدن جو، كه موجب جريانات همرفتي طبيعي مي*گردد (dp/dz) و ب) تلاطم مكانيكي كه ناشي از اثر برشي باد (du/dz)است. اگر چه در هر شرايط جوی این دو عامل حضور دارند ولی، یکی از این دو تلاطم مكانيكي یا حرارتی (همرفتي) می*تواند تلاطم غالب در جو باشد. در روزهاي آفتابي كه بادهاي ملایمی می*وزد و گراديان دما به شدت منفي است گردبادهای حرارتی تشکیل می*شود. دوره تناوب تشکیل این گردبادها در حدود يك دقيقه است. به بیان دیگر، در اتمسفر خنثي در شب*هايي كه شدت باد زياد است، گردبادهاي مكانيكي حاکم خواهند شد که دوره تناوب آنها در حد چند ثانیه است. تلاطم مكانيكي در نتيجه جابجايي هوا در بالای سطح*زمين ایجاد می*شود و موقعيت ساختمان*ها و ناهمواری نسبی یا عوارض*زمین روی*شدت آن*تاثیر می*گذارد.
یکی از مفيدترين روابط برای تعیین میزان تلاطم جو، جذر ميانگين مربعات انحراف نوسانات باد[1] (http://www.aermod.ir/#_ftn1) است كه برای يك دوره زماني، معمولاً يك ساعته، محاسبه مي*شود. اين انحراف معیارها (*مقادير σ) مي*توانند برای پیش بینی پارامترهاي عمودي و افقي در معادلات پخش به کار روند[8] و همانگونه كه در بخش*3-6 بیان شد به شرایط پايداري جوی نیز ارتباط دارند.

[1] (http://www.aermod.ir/#_ftnref1)-root mean square deviation of the wind fluctuations

[دکتر مصطفی کلهر]

3-10 خصوصيات كلي دود خروجي از دودكش
همان*گونه كه در بخش قبلی بیان شد پراكندگي آلاينده*ها در جو توسط دو مكانيزم كلي صورت مي*گیرید که عبارتند از: باد و تلاطم اتمسفري. جریان باد تنها در انتقال آلاينده*ها در جهت وزش باد به پايين دست منبع تاثیر گذار است. تلاطم اتمسفری باعث انحراف آلاينده*ها از غلظت موجود در جريان اصلي گاز و پخش در دو جهت قائم و عمود بر مسير باد مي*شود. معمولاً هر دو تلاطم مكانيكي و همرفتي در هر شرايط جوي به صورت همزمان، ولی با نسبت*های متغير اتفاق مي*افتد. به دليل نسبت*های متغیر این دو پارامتر، هندسه پخش گازهای خروجي از دودكش نيز كاملاً متفاوت خواهند بود.
شش حالت از رفتار ستون دود در شكل 3-18 نشان داده شده است. علاوه بر تغييرات كلي در شکل هندسه دود در مختصات x-z، نمودارهای تقریبی سرعت و دما نيز نشان داده شده*اند. انتقال تدريجي از يك حالت به حالت ديگر نيز ممكن است اتفاق بیافتد. ستون دود حلقه**ای[1] (http://www.aermod.ir/#_ftn1) نشان داده شده در شكل 3-18 (الف)، هنگامي رخ مي*دهد كه میزان تلاطم همرفتي زیاد باشد. همانگونه كه از شكل استنباط می*شود، ستون دود حلقه*ا*ي نشان دهنده نرخ کاهش فوق آدیاباتیک در اتمسفر است كه موجب ناپايداري شديد آن مي*گردد. گردبادهاي حرارتی ممكن است آنقدر بزرگ باشند كه بخشي از ستون دود را براي مدتی كوتاه به سطح زمين منتقل کنند. هر چند گردبادهاي بزرگ باعث پخش آلاينده*ها در سطحی وسيع می*شوند اما ممكن است منجر به پیدایش غلظتهای محلی شدیدی در سطح زمین شود. ستون دود حلقه*ا*ي معمولاً در شرایطی رخ می*دهد که آسمان صاف بوده و با تابش حرارتی شدید از سطح زمین و بادهاي سبك همراه باشد.

file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.jpg
شكل3-18: (الف) پروفیل متداول سرعت ، پروفیل دما و شکل دود در سیستمx-y برای شرایط اتمسفری مختلف.(نرخ کاهش آدیاباتیک خشک ---؛ نرخ کاهش محیطی -)(الف) حلقه*ای، ناپایداری شدید؛ (ب)مخروطی، نزدیک به خنثی؛ (ج)بادبزنی، وارونگی سطح؛ (د) تدخینی، وارونگی در ارتفاع ؛ (ه) بالارونده،وارونگی در زیر دودکش؛ (و) به*دام*افتادگی؛ وارونگی در بالا و پائین ارتفاع دودکش
ستون دود مخروطي[2] (http://www.aermod.ir/#_ftn2) [شكل 3-18 (ب)] عمدتاً در حالت اتمسفر خنثي و زمانی که تلاطم*های مكانيكي در مقياس كوچك حاکم *اند، رخ مي*دهد. از آنجایی كه اثر گرمايش حرارتي در اين حالت بسيار كمتر از حالت قبلی است، لذا حالت مخروطي هنگامي اتفاق مي*افتد كه آسمان در طي روز يا شب با ابر پوشيده شده باشد. بادها عموما دارای سرعت* متوسط تا شدید هستند. پوشش ابر* مانع از ورود تابش خورشيد درطول روز و خروج تابش ناشی از زمين در طي شب مي*گردد. نيمساز ستون دود (که دارای شکل مخروطی است) تقريباً10 درجه است. برخلاف حالت حلقه*ا*ي، در حالت مخروطی قبل از اينكه حجم قابل توجهي از غلظت آلاينده*ها به سطح زمين برسند قسمت عمده آن به محلي نسبتا دور، در پايين دست جهت باد منتقل مي*گردد. اين حالت، شرایط بسیار مناسبی را برای استفاده از معادلات پخش به منظور تخمین انتشار آلاینده*ها در جو فراهم می*آورد (معادلات پخش در فصل 4 بیان خواهد شد).
ستون دود بادبزني[3] (http://www.aermod.ir/#_ftn3) هنگامي تشکیل می*شود كه نرخ*هاي كاهش به شدت منفی باشند، در اين شرايط يك لايه وارونگي قوي در فاصله بسیار بالاتر از ارتفاع دودكش شكل مي*گيرد. اتمسفر به شدت پايدار و تلاطم مكانيكي متوقف می*شود. همانگونه كه در شكل 3-18 (ج) نشان داده شده است، اگر چگالي ستون دود تفاوت چنداني با چگالي محيط اطراف نداشته باشد ستون دود در ارتفاعي تقريباً ثابت در جهت باد حركت مي كند. همانطور که پیشتر بیان شد وارونگی*ها حاصل شب*های صافی هستند که در آن سطح زمین توسط بازتابش امواج گرمایی از آن سرد می*شود. همانگونه كه انتظار مي*رود، پيش بيني غلظت آلاينده*ها در پايين دست باد در اين حالت مشكل است. در این حالت مقدار کمی از آلاينده*هاي پخش شده به سطح زمين مي*رسند.
ستون دود تدخینی هنگامی رخ می*دهد که لايه پايدار جوی در فاصله کمی بالاتر از نقطه خروج دود قرار گيرد و زير ستون دود نیز يك لايه ناپايدار قرار داشته باشد. شكل 3-18 (د) نمایش حالتي است كه يك وارونگي در بالای دودکش وجود داشته باشد. شرایط دمايي لازم براي ایجاد حالت تدخيني معمولاًً در اوایل صبح آغاز شده و با يك وارونگي پايدار در شب ادامه مي*يابد. آفتاب صبحگاهي زمين را گرم کرده كه به نوبه خود منجر به شكل*گيري گراديان دمايي منفي از سطح زمين به سمت بالا مي*گردد. به*محض اینکه لايه ناپايدار جدید به ارتفاع دودکش مي*رسد، دود با غلظتهاي زياد (به شکل تدخيني) همراه باد به سطح زمين منتقل مي*شود. خوشبختانه شرايط تدخيني معمولاً بيش از نيم ساعت به طول*نمي*انجامد اما*در*طي*همين*دوره*کوتاه، غلظت*هاي نسبتاً بالايي در سطح زمين بوجود می*آید. شرایط تدخيني به کمک آسمانی صاف و بادهاي سبك
تقویت می*شود و بيشتر در تابستان رخ می*دهد.
شرايط لازم براي تشکیل ستون دود بالارونده[4] (http://www.aermod.ir/#_ftn4)، شكل 3-18 (ه) ، عکس شرايط تدخيني است. یک لايه وارونگي در پايين و یک لايه ناپايدار نیز درون ستون دود و بالای آن قرار دارد. در این حالت آلاينده*ها بدون هيچ غلظت قابل ملاحظه*اي در سطح زمين پخش مي*شوند، بنابراین حالتی مطلوب به*حساب می*آید. با اینکه حالت تدخيني در آغاز روز و پس از طلوع آفتاب شكل مي*گيرد اما، حالت بالارونده در اواخر بعدازظهر و آغاز شب، زمانی که آسمان صاف است ایجاد می*شود. در طول روز به علت تابش خورشيدي، گراديان دمايي منفي در لایه تحتانی جو شكل مي*گيرد. در اواخر بعدازظهر بازتابش از سطح زمين باعث ايجاد يك لايه وارونگي در نزديكي سطح زمين مي*گردد. همانطور كه لايه وارونگي عميق*تر مي*شود، ستون دود بالارونده به ستون دود باد*بزني تبدیل می*شود. بنابراین حالت بالارونده اساسا شرایطی موقتی است. زمانی كه يك لایه وارونگي هم در بالا و هم در پايين ارتفاع دودكش وجود دارد حالت به دام افتادگی[5] (http://www.aermod.ir/#_ftn5) اتفاق *می*افتد. همان*گونه كه در شكل 3-18 (و) نشان داده شده است، در این حالت پخش آلاينده*ها شديداً به فاصله بين دو لايه وارونگی محدود مي*گردد.
عوارض کلی سطح زمین* در اطراف دودكش و موقعيت و طبیعت ساختمان*ها نسبت به موقعیت آن تأثير به*سزايي بر رفتار ستون دود دارد. شكل 3-19 اثر وجود یک ساختمان واقع در منطقه*ا*ی باز را بر الگوي جريان باد نشان مي*دهد. توجه كنيد كه منطقه ریزش دود[6] (http://www.aermod.ir/#_ftn6) درست در پايين دست جريان باد در کنار ساختمان اتفاق مي*افتد. همانگونه كه نمودار سرعت در کنار ساختمان نشان می*دهد، پس از عبور جریان باد از روی ساختمان جهت جريان در نزديكي سطح زمين معكوس مي*گردد. هنگامي كه دودكش در بالا دست يك ساختمان قرار مي*گيرد، شكل3-20(الف)، تاثیر آيروديناميكی جريان پس*ریزش[7] (http://www.aermod.ir/#_ftn7) بر پخش آلاينده*ها به وضوح آشکار می*گردد. اگر ارتفاع دودكش به اندازه كافي بلند نباشد، طبیعت جريان بالاي ساختمان باعث ايجاد جريان پس*ریزش مي*گردد. بنابراين، غلظت* آلاينده*ها در پايين دست ساختمان تشديد مي*گردد. هرقدر ارتفاع دودكش كمتر باشد وضعیت بدتر مي شود. وقتي يك دودكش در پايين دست يك ساختمان قرار *گيرد نیز شرايط مشابهي بوجود خواهد آمد.
جريان عبوری از ساختمانی كه در بالا دست دودكش قرار داد باعث می*شود گازهای خروجي از دودكش سريعاً به سطح زمين نزول کند. اين امر خصوصاً زمانی كه ساختمان بلندتر از
شكل 3-19: آرایش کلی الگوی جریان اطراف یک ساختمان با لبه*های صاف
(Source: D.H. Slade, ed. Meteorology and Atomic Energy. Washington. D.C,: AEC,1968)

دودكش است، رخ میدهد. نهايتاً، همانطور که در شكل 20-3 (ب) دیده می*شود، حالتی را در نظر بگیرید که یک دودكش بالاتر يا بلافاصله در مجاورت يك ساختمان قرار گرفته است. مشخص*است که وجود ساختمان تاثیر چنداني بر جريان هواي خروجی از دودكش بلند ندارد. نتایج حالتی که دودكش چندان بلندتر از ساختمان نباشد به آساني قابل تصور است. در چنين شرایطی یک راه*کار عملی مناسب این است*که برای جلوگیری از اثر ساختمان بر آلاینده*های خروجی از دودکش و انتقال آنها به سطح زمین، ارتفاع دودكش باید حداقل 5/2برابر ارتفاع ساختمان باشد.(به بخش4-2- الف از فصل2، رهنمودهای طراحی صحيح مهندسي[1] (http://www.aermod.ir/#_ftn1) GEP، مراجعه کنید). بسياري از مدل*هاي انتشار EPA*، شامل الگوريتم*هايي به منظور محاسبه اثر ریزش ساختمان*ها مي*باشد (به فصل 4 مراجعه کنید).
file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.jpg
شكل 20-3: (الف) تاثیر آئرودینامیکی یک ساختمان واقع در پائین*دست یک دودکش بر پخش گازهای خروجی ؛ (ب)تاثیر یک دودکش در بالای یک ساختمان یا مستقیما در مجاورت یک ساختمان بر پخش آلاینده*ها در پائین دست باد
(Source: G.A Briggs. Plume Rise. AEC Critical Review Series, 1969)


[1] (http://www.aermod.ir/#_ftnref1)-good engineering practice guidelines


[1] (http://www.aermod.ir/#_ftnref1)-looping

[2] (http://www.aermod.ir/#_ftnref2)-coning

[3] (http://www.aermod.ir/#_ftnref3)-fanning

[4] (http://www.aermod.ir/#_ftnref4)-lofting

[5] (http://www.aermod.ir/#_ftnref5)-trapping

[6] (http://www.aermod.ir/#_ftnref6)-downwash

[7] (http://www.aermod.ir/#_ftnref7)-backwash

[دکتر مصطفی کلهر]

ارتفاعی که در آن ارتفاع سهم تلاطم همرفتی در ایجاد توروبلانس بیش از سهم تلاطم مکانیکی است.


TKE BUOYANT>TKE MECHANICAL

[دکتر مصطفی کلهر]

ذر این فیلم در خصوص هواشناسی آلودگی هوا توضیح داده شده است

https://www.aparat.com/v/z60KQ

برای تهیه پکیج های کامل مدلسازی آلودگی هوا و صوت، نمونه برداری و کنترل تماس حاصل فرمایید

شرکت هوای پاک اندیشان
دکتر مصطفی کلهر
88939381
09126826597

پکیج های آموزشی مهندسی محیط زیست (http://www.enve.ir)

[دکتر مصطفی کلهر]

در این فیلم به آموزش مباحث پایداری جوی پرداخته شده است
برای مشاهده فیلم از لینک زیر استفاده کنید
https://www.aparat.com/v/e8gy6
جهت تهیه پکیج های آموزشی مدلسازی آلودگی هوا و آلودگی صوتی تماس حاصل فرمایید
شرکت هوای پاک اندیشان
دکتر مصطفی کلهر
88939381
09126826597
پکیج های آموزشی مهندسی محیط زیست (http://www.enve.ir)

[دکتر مصطفی کلهر]

در این فیلم به زبان ساده در خصوص اینورژن صحبت کرده ام
جهت مشاهده فیلم از لینک زیر استفاده کنید
https://www.aparat.com/v/9XQg8
جهت آموزش مدلسازی آلودگی هوا و صوت، کنترل و نمونه برداری و تهیه پکیج های آموزش تماس حاصل فرمایید
شرکت هوای پاک اندیشان
دکتر مصطفی کلهر
88939381
09126826597
پکیج های آموزشی مهندسی محیط زیست (http://www.enve.ir)

[دکتر مصطفی کلهر]

فیلم آموزشی هواشناسی آلودگی هوا قسمت 4
جهت مشاهده فیلم از لینک زیر استفاده کنید
https://www.aparat.com/v/xlXPi
جهت تهیه پکیج های آموزشی و آموزش مدلسازی آلودگی هوا، مدلسازی آلودگی صوتی تماس حاصل فرمایید
شرکت هوای پاک اندیشان
دکتر مصطفی کلهر
88939381
09126826597
پکیج های آموزشی مهندسی محیط زیست (http://www.enve.ir)

[دکتر مصطفی کلهر]

در این فیلم آموزشی در خصوص هواشناسی آلودگی هوا موضوع نسیم دره به کوه توضیح داده ام
جهت مشاهده فیلم آموزشی از لینک زیر استفاده کنید
https://www.aparat.com/v/8d0sV
جهت آموزش مدلسازی آلودگی هوا و صوت، کار با تجهیزات و کنترل و نمونه برداری تماس حاصل فرمایید
شرکت هوای پاک اندیشان
دکتر مصطفی کلهر
88939381
09126826597
پکیج های آموزشی مهندسی محیط زیست (http://www.enve.ir)