مقدمه
شرایط
هواشناسی اثر قابل ملاحظه‌ای در مسئله
آلودگی هوا دارند. پارامترهای هواشناسی تأثیر گذار بر مسئله آلودگی هوا را می‌توانیم به دو دسته اولیه و ثانویه تقسیم بندی کنیم. پارامترهای اولیه عبارتند از:
جهت و سرعت باد ،
دما ، ارتفاع آمیختگی و پارامترهای ثانویه عبارتند از
بارش ،
رطوبت ،
تابش و
دید. این پارامترها بطور قابل ملاحظه‌ای تابع عرض جغرافیایی ، فصل و توپوگرافی هستند. همانطوری که شرایط آب و هوایی بر شدت آلودگی تأثیر می‌گذارد، آلودگی هوا نیز شرایط آب و هوایی را تغییر می‌دهد. مثلا آلودگی هوا سبب کاهش دید ، افزایش فراوانی و مدت
مه‌های غلیظ (fog) و کاهش تابش ورودی خورشید شود. همچنین بارندگی و رطوبت نسبی در شهرها ممکن است به ترتیب بیشتر و کمتر گردد.
پراکنش و پخش
در هواشناسی آلودگی هوا و کلمه
Dispersion (
پراکنش) و
Diffusion (
پخش) بسیار کاربرد دارند. Dispersion یا پراکنش به حرکت یا انتقال آلاینده‌ها بطور افقی یا قائم توسط باد اشاره می‌کند. در حالیکه Diffusion یا پخش به رقیق شدن آلاینده‌ها اشاره دارد. پراکنش در جهت قائم توسط پایداری جوی کنترل می‌شود، در حالی که پراکنش افقی با جهت باد تعیین می‌شود. Diffusion یا پخش عمدتا نتیجه‌ای از
تلاطم (
Turbulence) در جو می‌باشد و بستگی به تغییرپذیری ویژگیهای رژیم باد دارد.
تربولانس (Turbulence)
جریان تلاطمی ، جریانات بسیار نامنظم ، تقریبا تصادفی و غیر تصادفی و غیر قابل پیش بینی هستند. آنها اغلب به شدت چرخشی و دارای حرکات قابل پراکندگی و پخش شدن هستند. تلاطم عموما به طبیعت ظاهرا نامنظم (آشفته) بسیاری از جریانات شاره اشاره می‌کند که به شکل افت و خیزهای نامنظم و تقریبا تصادفی سرعت و
دما در اطراف مقدار میانگین ظاهر می‌شوند. افت و خیزهای نامنظم در یک جریان متلاطم در یک نقطه معین تابع زمان و در یک زمان معین تابع مکان هستند. تلاطم بیشتر در سطح زمین (لایه سطحی) موجود است.
پایداری جوی
قبل از تشریح پایداری چند تعریف اساسی در اینجا عنوان می‌شود. بسته هوا به یک تکه از جو اطلاق می‌شود. فرآیند بی‌درو ، فرآیندی است که طی آن هیچگونه تبادل گرمایی با محیط انجام نمی‌شود. مثلا تغییر حجم یا فشار هوا و یا دمای آن ممکن است بدون آنکه تبادل گرمایی صورت گرفته باشد، انجام شود. بسیاری از تغییرات فشاری و دمایی در جو بی‌درو هستند، به همین دلیل هوا هادی ضعیف گرما است و آمیختگی هوا با محیط اطرافش به آرامی صورت می‌گیرد. فرآیندهای تابشی فقط تغییرات کوچک را طی زمانهای کوتاه ایجاد می‌کنند. اگر یخ بسته هوای خشک صعود یا نزول نماید، به صورت بی‌درو منبسط یا منقبض خواهد شد و بنابراین به منطقه با فشار کمتر یا بیشتر وارد می‌شود. همانطوری که بسته هوا منبسط یا منقبض می‌شود به اندازه ْc/km 8/9 یا c/km 10ْ سرد یا گرم خواهد شد. این میزان تغییر دما را Dry adiabatic laps rate یا (DALR) می‌گویند.
در مورد هوای مرطوب ، اگر به میزان DALR سرد شود بایستی غیر اشباع باقی بماند. سرمایش بی‌درو هوای اشباع یا هوایی با رطوبت 100% منجر به تراکم (Condensation) رطوبت آن هوا و عاقبت
ابر تشکیل خواهد شد. فرآیند تراکم مقداری گرمای نهان آزاد می‌شود و این گرما سرمایش آدیاباتیکی را جبران خواهد کرد. در نتیجه میزان سرمایش هوای اشباع کمتر از هوای غیر اشباع است. به همین دلیل (Saturated adiabatic lapse rate (SALR کمتر از DALR است. اندازه SALR بستگی به دمای هوا دارد زیرا هوای گرم قادر به نگهداری مقدار بیشتری از رطوبت نسبت به هوای سرد می‌باشد.
دمای بالاتر هوای مرطوب و SALR کمتر به دلیل آزاد شدن گرمای بیشتر طی فرآیند تراکم است. مثلا SALR در مناطق استوایی 4 درجه سانتیگراد بر کیلومتر با دمای هوای حدودا 30Cْ می‌باشد، در حالی که که در عرضهای بالاتر با دمای هوای حول و حوش 0Cْ ، SALR حدود 7Cْ بر کیلومتر می‌باشد. به دلیل آنکه جو همیشه خشک یا اشباع نیست، لپس ریت محیطی ELR) Environmental Laps (rate اغلب کمتر از DALR و SALR است. میانگین جهانی آن Global average) c/km 5.6 Cْ) می‌باشد. بعضی مواقع ELR ممکن است بیشتر یا کمتر از SALR برای بسته هوای خشک یا اشباع باشد. اختلاف بین ELR و دولپس ریت آدیاباتیکی دیگر تعیین کننده پایداری یا ناپایداری جوی است.
بسته هوای غیر اشباعی با دمای 20 درجه سانتیگراد در سطح زمین به ارتفاع یک کیلومتری صعود می‌کند و دمای آن با مقدار DALR کاهش پیدا کرده و به 30Cْ می‌رسد. اگر ELR مقدار 8Cْ بر کیلومتر را داشته باشد، بنابراین هوای محیط در ارتفاع یک کیلومتری دارای دمای 12 درجه سانتیگراد است، بنابراین دمای بسته هوا کمتر از محیط اطرافش است. بنابراین چگالتر و سنگینتر و در نتیجه سطح زمین سقوط می‌کند. این حقیقت برای بسته هوای غیر اشباعی با دمای 4- درجه سانتیگراد صدق می‌کند و اگر از 3 کیلومتری به 2 کیلومتری نزول کند با مقدار DALR گرم شده و دمای آن در ارتفاع 2 کیلومتری بر 6Cْ خواهد رسید و بنابراین از محیط اطرافش گرمتر و سبکتر و بنابراین صعود خواهد کرد و به مبدأ اولیه‌اش بر می‌گردد. در هر دو مورد جو را
پایدار گویند و هیچ حرکت خالصی برای بسته هوا وجود نخواهد داشت. این موقعیت برای پخش قائم آلاینده‌ها مناسب نیست.
|
بسته هوا به ارتفاع یک کیلومتری صعود کرده و دمای 10 درجه سانتیگراد را بدست خواهد آورد و این دما بیشتر از دمای محیط (9 درجه سانتیگراد) است، بنابراین دارای چگالی کمتر از محیط اطراف سبکتر از آن و به صعود خود ادامه خواهد داد. حال اگر بسته هوا تحت اثر نیرویی از ارتفاع 3 کیلومتری با دمای 13- درجه سانتیگراد به ارتفاع 2 کیلومتری سقوط کند دمایش 3- درجه سانتیگراد و بنابراین سردتر و چگالتر از محیط اطراف خواهد بود و به سقوط خود ادامه خواهد داد. در هر دو مورد هوا ناپایدار خواهد بود و بسته هوا پیوسته از مبدأ خود دور خواهد شد و بنابراین پراکندگی قائم آلاینده‌ها را خواهیم داشت. این مثالها برای هوای اشباع نیز بکار می رود. در مورد صعود ، سرمایش با مقدار SALR اتفاق می‌افتند و این SALR کمتر (بزرگتر از) محیط اطراف خواهد بود و بنابراین پایدار (ناپایدار) خواهد بود. حالت SALR< ELR < DALR را حالت پایداری شرطی یا ناپایداری می‌گویند، زیرا حرکت نهایی بستگی به محتوای رطوبت بسته هوای در حال صعود دارد. اما راه بهترین برای بیان مسئله پایداری با استفاده از سرعت باد ، شدت تابش (روز) و پوشش ابر در شب وجود دارد.
وارونگی دما
در حالت طبیعی کاهش دما با ارتفاع را داریم، یعنی ELR مثبت. حالت وارونگی حالتی است که افزایش دما با ارتفاع را داریم، یعنی ELR منفی. یعنی هوای گرم روی هوای سرد قرار می‌گیرد، که در این حالت جو به شدت پایدار است. وارونگی دما شاید بدترین حالت پراکندگی قائم آلاینده‌ها را نشان می‌دهد، زیرا تلاطم متوقف می‌شود و حرکات قائم جوی از بین می‌روند. پایه وارونگی ارتفاعی است که در آن نمایه قائم دما معکوس می‌شود و آن نقطه تغییر جهت منحنی است. پایه وارونگی ممکن است در سطح زمین قرار بگیرد (وارونگی سطح زمین) و اگر بالای سطح زمین قرار گیرد به آن Elevated or capping inversion می‌گویند. این وارونگی مانند درپوشی برای لایه مرزی جوی عمل کرده و از پخش قائم آلاینده‌ها جلوگیری می‌کند.
قله وارونگی جایی است که لپس ریت مثبت به لپس ریت منفی تبدیل می‌شود و دما با ارتفاع افت پیدا می‌کند. شدت وارونگی تفاوت دما بین قله و پایه است، در حالی که عمق آن تفاوت ارتفاع بین پایه و قله می‌باشد.
انواع وارونگی
وارونگی فرونشینی: این نوع وارونگی نتیجه‌ای از فرونشینی یا نزول هواست. هوای غیر اشباع باشد با میزان DALR گرم شده و در نتیجه افزایش فشار را خواهیم داشت و هوا منقبض می‌شود. پس هوای نزول کننده گرم است و دمای آن از هوای مثبت پایین خودش که از سطح زمین تأثیر می‌پذیرد، وارونگی بالاتر است. بنابراین در سطح زمین هوا سرد و در بالاتر هوا گرم می‌شود وارونگی اتفاق می‌افتد. این فرونشینی معمولا در یک منطقه گسترده در داخل آنتی سیکلونها یا پرفشارها اتفاق می‌افتد. آنتی سیکلونهای نیمه دائمی مناطق جنب حاره‌ای بر افزایش آلودگی این مناطق نظیر لوس آنجلس ، مکزیکوسیتی ، شانگهای و ژهانسبورگ تأثیر می‌گذارند.
مناطق تحت تأثیر blocking Hi دوره‌های طولانی‌‌تری از وارونگی فرونشینی را تجربه می‌کنند، در نتیجه رکود هوا و توسعه وارونگی فرونشینی اتفاق می‌افتد. زیرا با این وارونگی غلظت آلاینده‌ها بالا رفته و بر کیفیت هوا و دید جوی به سرعت تأثیر می‌گذارد. به این شریط Anticylonic gloom یا تیرگی یا
تاریکی واچرخندی می‌گویند. در سطح زمین هوا تیره و تار ولی در ارتفاعات آسمان آبی و صاف داریم. وارونگیهای فرونشینی ممکن است در پشت کوهستانها بخصوص در شرایط هوای زمستانی سرد و صاف طی چند روز اتفاق بیافتند.
این مسئله به منجر بوجود آمدن استخر هوای سرد در دامنه رشته کوه می‌گردد. اگر شرایط جوی طوری باشد که هوا از بالای رشته کوه حرکت کند بنابراین در پشت کوه نزول کرده و گرمایش آدیاباتیکی بوجود می‌آید. نهایتا لایه‌ای از هوای گرم بر روی استخر هوای سرد واقع در دامنه رشته کوه نزول می‌کند و وارونگی ، تشکیل می‌شود و ممکن است بر کیفیت هوا تأثیر بگذارد. مانند نواحی شرقی کوهستان راکی در آمریکای شمالی ، دشتهای کانتربری در پشت کوهستان آلپ جنوبی نزدیک نیوزلند و نواحی کمربند بادفون در آلپ اروپایی.
وارونگی تابشی: ناشی از سرد شدن خیلی زیاد سطح زمین می‌باشد. این نوع وارونگی معمولا در سطح زمین اتفاق می‌افتد، اما ممکن است به شکل وارونگی سطوح بالا نیز دیده شود. اگر سطح زیرین در حال سرد شدن ، یک لایه ابر یا حتی یک لایه آلودگی باشد. وارونگیهای تابشی سطح زمین بیشتر در زمان حول و حوش طلوع آفتاب طی شرایط زمستانی هوای صاف اتفاق می‌افتد. در هوای ابری گرمای خروجی به شکل تابش
طول موج بلند توسط
ابرها جذب شده و دوباره به سطح زمین منتشر می‌شود، که نتیجه آن گرم شدن هوای مجاور سطح زمین می‌باشد.
بادها باعث مخلوط شدن هوای گرم و سرد می‌شوند و بنابراین وارونگی ضعیف خواهد شد. پدیده‌ای که وارونگی تابشی سطح زمین را همراهی می‌کند جت شبانه است. جت منطقه‌ای با سرعت باد بسیار بالاست که درست بالای وارونگی شبانه سطح زمین اتفاق می‌افتد. این منطقه پتانسیل خوبی برای پخش قائم و افقی آلاینده‌ها محسوب می‌شود.
وارونگی فرارفتی
این وارونگی در اثر حرکت افقی هوا فرارفت هوا اتفاق می‌افتد. این انتقال افقی جریان ، هوای گرم را به صورت قائم جابجا می‌کند (فرارفت هوای سرد). در اثر حرکت هوای گرم روی هوای سرد یا یک سطح سرد، فرارفت هوای گرم را خواهیم داشت: فرارفت هوای سرد اغلب در شرایط جبهه‌های سرد اتفاق می‌افتد زمانی که هوای سرد جایگزین هوای گرم می‌شود. جبهه مرز بین هوای سرد و گرم است. در این چنین شرایطی هوای گرم روی هوای سرد به دلیل تفاوت چگالی بالا می‌رود، در نتیجه هوای سرد در زیر هوای گرم جاری می‌شود و شیب پیدا می‌کند و یک وارونگی سطوح بالا را بوجود می‌آورد. در مورد
جبهه سرد ، پایه وارونگی شدیدا صعود می‌کند و با عبور از یک محل عمق آمیختگی افزایش می‌یابد.
این فرآیند در طول روز اتفاق می‌افتد، بنابراین وارونگیهای
جبهه‌های سرد اغلب تدثیر کمتری بر کیفیت هوا دارند. در مورد جبهه گرم وضعیت متضاد است. جبهه گرم زمانی اتفاق می‌افتد که هوای گرم به سمت یک ناحیه حرکت می‌کند و جایگزین هوای سردتر می‌شود و در بالای هوای سرد جا می‌گیرد. بنابراین سطح جبهه‌ای در مقایسه با جبهه سرد دارای شیب کمتری است. بنابراین در این مورد پایه وارونگی به سطح زمین نزدیکتر است و بنابراین عمق آمیختگی را کاهش می‌دهد. بنابراین در زمان عبور یک جبهه گرم از منطقه کیفیت هوا ضعیف شده و با عبور آن از منطقه عمق آمیختگی افزایش و شرایط پراکندگی بهبود می‌یابد.
باد
باد انتقال و پخش
آلاینده‌ها را در جهت افقی و قائم به عهده دارد. اگر باد بطور مداوم در یک جهت خاص بوزد، آلاینده‌ها در آن جهت انتقال می‌یابند، اما اگر جهت باد متغیر باشد مانند شرایط آرام نزدیک سطح زمین ، آلاینده‌ها در یک سطح گسترده پراکنده می‌گردند. در جایی که چند منبع آلودگی در جهت وزش باد و در یک ردیف قرار بگیرند، آلاینده‌ها در آنجا تجمع پیدا می‌کنند. بهترین محل برای ایجاد صنایع آلوده کننده در اطراف شهرها ، ناحیه پشت به باد آنهاست. مثلا برای تهران که باد غالب غربی است، محل صنایع آلوده کننده بهتر است در شرق باشد. اما حوادث ناشی از آلاینده‌های شدید زمانهایی اتفاق افتاده است که باد غالب حاکم نبوده و شرایط ناپایداری جوی نسبت به حالت طبیعی تفاوت زیادی داشته است و این شرایط الگوهای متفاوت با بادهای غالب را تولید کرده است. بنابراین نتیجه می‌گیریم که تعیین محل منابع آلاینده در جریان سوی باد در شرایط پایدار جوی صدق می‌کند و سرعت باد در سطح زمین به علت وجود شرایط اصطکاکی کاهش می‌یابد و هر چه از سطح زمین بالاتر رویم سرعت باد افزایش می یابد.
مباحث مرتبط با عنوان
