هواشناسی آلودگی هوا-ادامه پست بالا
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:
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.gif[/IMG]
یا
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.gif[/IMG]
با مرتب کردن معادله بالا به نتیجه دلخواه می*رسیم:
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.gif[/IMG]
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.
هواشناسی آلودگی هوا-ادامه پست بالا
با حل معادله (3-11) برای [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.gif[/IMG] و با فرض اینکه برای تغییرات اندک P، [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.gif[/IMG]است، خواهیم داشت :
(3-12) [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.gif[/IMG]
که، [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif[/IMG] 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، [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image010.gif[/IMG] منفی خواهد بود. هنگامی که[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image010.gif[/IMG] منفی*تر از گرادیان دمای آدياباتيك خشک باشد، در این صورت [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif[/IMG] منفی و یا کمتر از صفر خواهد شد. بنابراین گرادیان دمای پتانسیل منفی بیان*گر یک جو ناپایدار (فوق آدياباتيك)است. همچنین هنگامی که [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image010.gif[/IMG] 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 [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif[/IMG] 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] 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] 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:
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image016.gif[/IMG]
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:
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image018.gif[/IMG]
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] 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
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image020.jpg[/IMG]
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
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image022.jpg[/IMG]
[1]-inversion
[2]-subsudence inversion
[3]-radiation inversion
هواشناسی آلودگی هوا-ادامه پست بالا
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] [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][3] در دستورالعمل ارزیابی اتمسفر[3] (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
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.gif[/IMG] ≥ 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 ([IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.gif[/IMG] تا [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.gif[/IMG]) 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 [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif[/IMG]، انحراف معیار جهت باد افقي [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image010.gif[/IMG] و انحراف معیار جهت باد عمودي ((σφ بودند. جدول 3-2 رابطه بین کلاس*های پایداری A تا F و [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif[/IMG]، [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image013.gif[/IMG]و ((σφ را نشان می*دهد. شرایط آدياباتيك[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image015.gif[/IMG] یا خنثی در کلاس پایداری D قرار دارد. هفتمین کلاس G از کلاس*هاي پایداری، در رهنمودهای کمسیون قانونگذاری اتمی[4] (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]، و هم در سطح افقی و عمودی با کمک یک بادنمای دوگانه[6] 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]-pasquill
[2]-Turner
[3]-Workbook of atmospheric estimates
[4]-nuclear egulatory commission
[5]-wind vane
[6]-bi-vaneها
هواشناسی آلودگی هوا-حداکثر عمق اختلاط
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] 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] 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] (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) |
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.gif[/IMG] |
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:
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.gif[/IMG]
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.gif[/IMG] شتاب بسته هوا، [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image008.gif[/IMG] 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 [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image010.gif[/IMG] دارای علامت(' ) نخواهد بود. با جایگذاری معادله (3-1) در رابطه اخیر داریم:
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image012.gif[/IMG][IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image014.gif[/IMG]
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:
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image016.gif[/IMG]
با جایگزینی [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image018.gif[/IMG] و [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image020.gif[/IMG] در عبارت [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.gif[/IMG] با استفاده از معادلات گاز ایده*آل:
(3-15) |
شتاب شنا*وری [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image023.gif[/IMG] |
معادله (3-15) نشان می*دهد که یک بسته هوا بعد از گرم شدن تا زمانی که دمای آن [IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image025.gif[/IMG] 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] 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] 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.
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image027.jpg[/IMG]
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] [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]-thermal buoyancy
[2]-maximum mixing depth
[3]-mean maximum mixing depth
[4]-The limit of the convective mixing layer
[5]-rawinsonde
[6]-Holzworth
هواشناسی آلودگی هوا-گلباد
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] 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
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.jpg[/IMG]
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] 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.
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image004.jpg[/IMG]
شكل (3-16): گلباد فرضی برای اطلاعات جدول 3-4
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image006.jpg[/IMG]
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]-the characteristic patterns of local air movement
[2]-wind rose
هواشناسی آلودگی هوا-تلاطم
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] 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]-root mean square deviation of the wind fluctuations
هواشناسی آلودگی هوا-خصوصيات كلي دود خروجي از دودكش
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] 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.
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.jpg[/IMG]
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] [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] 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]، 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] 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] 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] 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] 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).
[IMG]file:///C:\Users\DR951A~1.KAL\AppData\Local\Temp\msohtmlcl ip1\01\clip_image002.jpg[/IMG]
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]-good engineering practice guidelines
[1]-looping
[2]-coning
[3]-fanning
[4]-lofting
[5]-trapping
[6]-downwash
[7]-backwash
فیلم آموزشی هواشناسی آلودگی هوا
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
فیلم آموزش شرایط پایداری آلودگی هوا
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
مدلسازی آلودگی هوا، آموزش هواشناسی آلودگی هوا قسمت 4
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
مدلسازی آلودگی هوا، هواشناسی آلودگی هوا قسمت 5 نسیم دره به کوه
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