W POWIETRZU ATMOSFERYCZNYM
10.2. Dyspersja zanieczyszczeń promieniotwórczych
10.2.1. Wpływ czynników meteorologicznych
Atmosferę ziemską określamy jako jednorodną mieszaninę gazów otaczających kule ziemską, stanowiących naturalną warstwę ochronną przed ucieczką ciepła oraz przed promieniowaniem kosmicznym i słonecznym. Głównymi składnikami powietrza at-mosferycznego są: N (78%), O2 (21%), Ar (1%) , CO2 (0,04%) oraz H2O (0,5% – 4%). Atmosfera składa się z kilku warstw różniących się pomiędzy sobą temperaturą oraz ci-śnieniem. Atmosferę dzielimy na trzy podstawowe strefy: troposferę – której wysokość wynosi ok. 10 km, stratosferę – która sięga wysokości ok. 21 km oraz jonosferę – będącą obszarem zjonizowanego gazu. Niniejszy artykuł obejmuje tylko zjawiska zachodzące w troposferze.
Rysunek 2. Przekrój atmosfery w funkcji temperatury Źródło: [Lagzi, 2013]
194
Adam JaroszekNajważniejszym czynnikiem determinującym rozprzestrzenianie się zanieczysz-czeń promieniotwórczych w atmosferze jest adwekcja przez którą rozumiemy pozio-my ruch mas powietrza względem powierzchni ziemi. Zanieczyszczenia przemieszczają się ze średnią prędkością wiatru. Wiatr ma charakter przepływu turbulentnego czyli przepływu w trakcie którego zachodzi wymiana masy i pędu pomiędzy poszczególny-mi warstwaposzczególny-mi przeposzczególny-mieszczającej się masy powietrza. Charakterystyczną cechą takiego przepływu jest zatracenie stateczności, powstają zaburzenia – pulsacje [Mitosek 2008], czego efektem jest silne mieszanie się mas powietrza.
Przez warunki meteorologiczne rozumiemy ogół zjawisk fizycznych zachodzących w określonym miejscu i czasie opisanych parametrami fizycznymi. W celu analizy i es-tymacji rozwoju transportu skażeń, niezbędne jest posiadanie rozwiniętego monitoringu meteorologicznego dającego informację obejmujące następujące parametry fizyczne: – temperatura [C⁰],
– ciśnienie atmosferyczne [Pa], – wilgotność [g/m3],
– natężenie promieniowania słonecznego [W/m2], – prędkość wiatru [m/s],
– kierunek wiatru [⁰], – zachmurzenie, – opady [mm/m2] – inne zjawiska, np. burze.
W celu określenia lokalnych warunków meteorologicznych niezwykle istotne jest odpowiednie przestrzenne rozmieszczenie stacji, w sposób umożliwiający jak najlepsze odwzorowania całego pola wiatru interesującej nas lokalizacji. Pomiary wiatru powinny obejmować: pomiar wiatru na wysokości umożliwiającej określenie korelacji z krajowym monitoringiem meteorologicznym. Drugim ważnym aspektem jest umieszczenie ane-ometru (urządzenia do pomiaru prędkości oraz kierunku wiatru) na wysokości repre-zentatywnej dla możliwych punktów uwolnienia (np. komina elektrowni). Zebrane dane powinny być reprezentatywne dla lokalnych warunków meteorologicznych panujących w pobliżu instalacji.
Dokładne zalecenia dotyczące pomiaru wiatru wprowadza amerykański urząd do-zoru jądrowego (NRC) [US Nuclear Regulatory Commission 2007]:
– pomiary wiatru muszą odbywać się w miejscu gdzie wpływ ukształtowania terenu nie zaburza pomiarów,
– w przypadkach gdy wysokość nabliższej przeszkody (np. komina budynku) prze-kracza połowę wysokości na której prowadzone są pomiary, urządzenia pomiarowe powunny być usytuowane w odległości dziesięciokrotnie większej od wysokości tej przeszkody,
– w przypadku skomplikowanej topografii terenu zaleca się rozszerzenia programu pomiarowego.
195
Rozprzestrzenianie się izotopów promieniotwórczych w powietrzu atmosferycznym
Ponadto należy szczególnie zwrócić uwagę na wpływ czynników, takich jak: – rzeźba terenu,
– występowanie bryz morskich,
– zmienność kierunku wiatru wraz z wysokością.
Zagadnieniem szczególnie istotnym dla rozpraszania się zanieczyszczeń jest po-jęcie równowagi atmosfery, która jest miarą turbulencji pionowej atmosfery. Wskutek lokalnej różnicy gęstości wywołanej podgrzaniem powietrza może dojść do zmiany za-chowania się uwalnianej smugi zanieczyszczeń w zależności od intensywności procesu.
Podstawowe równanie statyki płynów ma postać:
190 zmienność kierunku wiatru wraz z wysokością.
Zagadnieniem szczególnie istotnym dla rozpraszania się zanieczyszczeń jest pojęcie
równowagi atmosfery, która jest miarą turbulencji pionowej atmosfery. Wskutek lokalnej różnicy
gęstości wywołanej podgrzaniem powietrza może zajść do zmiany zachowania się uwalnianej smugi zanieczyszczeń w zależności od intensywności procesu.
Podstawowe równanie statyki płynów ma postać:
��� � ��� � ��� � ���������� ������� �������� ���� (34) Gdzie:
X, Y, Z – składowe jednostkowej siły masowej, p – ciśnienie [Pa],
� ��gęstość [kg/m2]
Traktując atmosferę jako barotropową w polu grawitacyjnym ( X=0, Y=0, Z=0 ) równanie sprowadza się do postaci:
�� � � ����� (35) Równanie to umożliwia obliczenie pionowego gradientu temperatury. Po uwzględnieniu pierwszej zasady termodynamiki (zmiana energii wewnętrznej układu zamkniętego jest równa energii, która przepływa przez jego granice na sposób ciepła i pracy) oraz przy założeniu, że jest to proces adiabatyczny:
��
��� ������ ��Ʌ (36) Gdzie:
Cp – ciepło właściwe [J/(kg K)], Ʌ - gradient rzeczywisty temperatury.
Przy założeniu standardowych warunków atmosferycznych ( g = 9,71 m/s2, Cp = 1,0 * 103
J/Kg K) otrzymamy wartość pionowego gradientu temperatury:
Ʌ � � ��������� (37)
Zgodnie z prawem Archimedesa ciężar pozorny elementu wynosi:
��� ������ �� (38)
Zgodnie z równaniem (38), jeżeli ciężar pozorny Gp uwolnionej objętości powietrza jest równy wyporowi element nie zmienia swojego położenia. Jeżeli jest większy od wyporu opada, natomiast w przypadku gdy jest mniejszy unosi się. W przypadkach gdy rzeczywisty gradient temperatury (����) jest równy gradientowi adiabatycznemu (Ʌ) uwolniona objętość powietrza rozprzestrzenia się w sposób niezakłócony, sytuacja taka jest określana jako równowaga obojętna
(2) gdzie:
X, Y, Z – składowe jednostkowej siły masowej, p – ciśnienie [Pa],
gęstość [kg/m2].
Traktując atmosferę jako barotropową w polu grawitacyjnym (X=0, Y=0, Z=0) równanie sprowadza się do postaci:
190 zmienność kierunku wiatru wraz z wysokością.
Zagadnieniem szczególnie istotnym dla rozpraszania się zanieczyszczeń jest pojęcie
równowagi atmosfery, która jest miarą turbulencji pionowej atmosfery. Wskutek lokalnej różnicy
gęstości wywołanej podgrzaniem powietrza może zajść do zmiany zachowania się uwalnianej smugi zanieczyszczeń w zależności od intensywności procesu.
Podstawowe równanie statyki płynów ma postać:
��� � ��� � ��� � ���������� ������� �������� ���� (34) Gdzie:
X, Y, Z – składowe jednostkowej siły masowej, p – ciśnienie [Pa],
� ��gęstość [kg/m2]
Traktując atmosferę jako barotropową w polu grawitacyjnym ( X=0, Y=0, Z=0 ) równanie sprowadza się do postaci:
�� � � ����� (35) Równanie to umożliwia obliczenie pionowego gradientu temperatury. Po uwzględnieniu pierwszej zasady termodynamiki (zmiana energii wewnętrznej układu zamkniętego jest równa energii, która przepływa przez jego granice na sposób ciepła i pracy) oraz przy założeniu, że jest to proces adiabatyczny:
��
��� ������ ��Ʌ (36) Gdzie:
Cp – ciepło właściwe [J/(kg K)], Ʌ - gradient rzeczywisty temperatury.
Przy założeniu standardowych warunków atmosferycznych ( g = 9,71 m/s2, Cp = 1,0 * 103
J/Kg K) otrzymamy wartość pionowego gradientu temperatury:
Ʌ � � ��������� (37)
Zgodnie z prawem Archimedesa ciężar pozorny elementu wynosi:
��� ������ �� (38)
Zgodnie z równaniem (38), jeżeli ciężar pozorny Gp uwolnionej objętości powietrza jest równy wyporowi element nie zmienia swojego położenia. Jeżeli jest większy od wyporu opada, natomiast w przypadku gdy jest mniejszy unosi się. W przypadkach gdy rzeczywisty gradient temperatury (����) jest równy gradientowi adiabatycznemu (Ʌ) uwolniona objętość powietrza rozprzestrzenia się w sposób niezakłócony, sytuacja taka jest określana jako równowaga obojętna
(3) Równanie to umożliwia obliczenie pionowego gradientu temperatury. Po uwzględ-nieniu pierwszej zasady termodynamiki (zmiana energii wewnętrznej układu zamknię-tego jest równa energii, która przepływa przez jego granice na sposób ciepła i pracy) oraz przy założeniu, że jest to proces adiabatyczny:
190 zmienność kierunku wiatru wraz z wysokością.
Zagadnieniem szczególnie istotnym dla rozpraszania się zanieczyszczeń jest pojęcie
równowagi atmosfery, która jest miarą turbulencji pionowej atmosfery. Wskutek lokalnej różnicy
gęstości wywołanej podgrzaniem powietrza może zajść do zmiany zachowania się uwalnianej smugi zanieczyszczeń w zależności od intensywności procesu.
Podstawowe równanie statyki płynów ma postać:
��� � ��� � ��� � ���������� ������� �������� ���� (34) Gdzie:
X, Y, Z – składowe jednostkowej siły masowej, p – ciśnienie [Pa],
� ��gęstość [kg/m2]
Traktując atmosferę jako barotropową w polu grawitacyjnym ( X=0, Y=0, Z=0 ) równanie sprowadza się do postaci:
�� � � ����� (35) Równanie to umożliwia obliczenie pionowego gradientu temperatury. Po uwzględnieniu pierwszej zasady termodynamiki (zmiana energii wewnętrznej układu zamkniętego jest równa energii, która przepływa przez jego granice na sposób ciepła i pracy) oraz przy założeniu, że jest to proces adiabatyczny:
��
�� � ������ ��Ʌ (36) Gdzie:
Cp – ciepło właściwe [J/(kg K)], Ʌ - gradient rzeczywisty temperatury.
Przy założeniu standardowych warunków atmosferycznych ( g = 9,71 m/s2, Cp = 1,0 * 103
J/Kg K) otrzymamy wartość pionowego gradientu temperatury:
Ʌ � � ��������� (37)
Zgodnie z prawem Archimedesa ciężar pozorny elementu wynosi:
��� ������ �� (38)
Zgodnie z równaniem (38), jeżeli ciężar pozorny Gp uwolnionej objętości powietrza jest równy wyporowi element nie zmienia swojego położenia. Jeżeli jest większy od wyporu opada, natomiast w przypadku gdy jest mniejszy unosi się. W przypadkach gdy rzeczywisty gradient temperatury (����) jest równy gradientowi adiabatycznemu (Ʌ) uwolniona objętość powietrza rozprzestrzenia się w sposób niezakłócony, sytuacja taka jest określana jako równowaga obojętna
(4)
gdzie:
Cp – ciepło właściwe [J/(kg K)], Ʌ – gradient rzeczywisty temperatury.
Przy założeniu standardowych warunków atmosferycznych ( g = 9,71 m/s2, Cp = 1,0 • 103 J/Kg K) otrzymamy wartość pionowego gradientu temperatury:
190 zmienność kierunku wiatru wraz z wysokością.
Zagadnieniem szczególnie istotnym dla rozpraszania się zanieczyszczeń jest pojęcie
równowagi atmosfery, która jest miarą turbulencji pionowej atmosfery. Wskutek lokalnej różnicy
gęstości wywołanej podgrzaniem powietrza może zajść do zmiany zachowania się uwalnianej smugi zanieczyszczeń w zależności od intensywności procesu.
Podstawowe równanie statyki płynów ma postać:
��� � ��� � ��� � ���������� ������� �������� ���� (34) Gdzie:
X, Y, Z – składowe jednostkowej siły masowej, p – ciśnienie [Pa],
� ��gęstość [kg/m2]
Traktując atmosferę jako barotropową w polu grawitacyjnym ( X=0, Y=0, Z=0 ) równanie sprowadza się do postaci:
�� � � ����� (35) Równanie to umożliwia obliczenie pionowego gradientu temperatury. Po uwzględnieniu pierwszej zasady termodynamiki (zmiana energii wewnętrznej układu zamkniętego jest równa energii, która przepływa przez jego granice na sposób ciepła i pracy) oraz przy założeniu, że jest to proces adiabatyczny:
��
��� ����� � � �Ʌ (36) Gdzie:
Cp – ciepło właściwe [J/(kg K)], Ʌ - gradient rzeczywisty temperatury.
Przy założeniu standardowych warunków atmosferycznych ( g = 9,71 m/s2, Cp = 1,0 * 103
J/Kg K) otrzymamy wartość pionowego gradientu temperatury:
Ʌ � � ��������� (37)
Zgodnie z prawem Archimedesa ciężar pozorny elementu wynosi:
��� ������ �� (38)
Zgodnie z równaniem (38), jeżeli ciężar pozorny Gp uwolnionej objętości powietrza jest równy wyporowi element nie zmienia swojego położenia. Jeżeli jest większy od wyporu opada, natomiast w przypadku gdy jest mniejszy unosi się. W przypadkach gdy rzeczywisty gradient temperatury (����) jest równy gradientowi adiabatycznemu (Ʌ) uwolniona objętość powietrza rozprzestrzenia się w sposób niezakłócony, sytuacja taka jest określana jako równowaga obojętna
(5)
Zgodnie z prawem Archimedesa ciężar pozorny elementu wynosi:
190 zmienność kierunku wiatru wraz z wysokością.
Zagadnieniem szczególnie istotnym dla rozpraszania się zanieczyszczeń jest pojęcie
równowagi atmosfery, która jest miarą turbulencji pionowej atmosfery. Wskutek lokalnej różnicy
gęstości wywołanej podgrzaniem powietrza może zajść do zmiany zachowania się uwalnianej smugi zanieczyszczeń w zależności od intensywności procesu.
Podstawowe równanie statyki płynów ma postać:
��� � ��� � ��� � ���������� ������� �������� ���� (34) Gdzie:
X, Y, Z – składowe jednostkowej siły masowej, p – ciśnienie [Pa],
� ��gęstość [kg/m2]
Traktując atmosferę jako barotropową w polu grawitacyjnym ( X=0, Y=0, Z=0 ) równanie sprowadza się do postaci:
�� � � ����� (35) Równanie to umożliwia obliczenie pionowego gradientu temperatury. Po uwzględnieniu pierwszej zasady termodynamiki (zmiana energii wewnętrznej układu zamkniętego jest równa energii, która przepływa przez jego granice na sposób ciepła i pracy) oraz przy założeniu, że jest to proces adiabatyczny:
��
��� ������ � �Ʌ (36) Gdzie:
Cp – ciepło właściwe [J/(kg K)], Ʌ - gradient rzeczywisty temperatury.
Przy założeniu standardowych warunków atmosferycznych ( g = 9,71 m/s2, Cp = 1,0 * 103
J/Kg K) otrzymamy wartość pionowego gradientu temperatury:
Ʌ � � ��������� (37)
Zgodnie z prawem Archimedesa ciężar pozorny elementu wynosi:
��� ������ �� (38)
Zgodnie z równaniem (38), jeżeli ciężar pozorny Gp uwolnionej objętości powietrza jest równy wyporowi element nie zmienia swojego położenia. Jeżeli jest większy od wyporu opada, natomiast w przypadku gdy jest mniejszy unosi się. W przypadkach gdy rzeczywisty gradient temperatury (����) jest równy gradientowi adiabatycznemu (Ʌ) uwolniona objętość powietrza rozprzestrzenia się w sposób niezakłócony, sytuacja taka jest określana jako równowaga obojętna
(6) Zgodnie z równaniem (6), jeżeli ciężar pozorny Gp uwolnionej objętości powie-trza jest równy wyporowi element nie zmienia swojego położenia. Jeżeli jest większy od wyporu opada, natomiast w przypadku gdy jest mniejszy unosi się. W przypadkach
196
Adam Jaroszekgdy rzeczywisty gradient temperatury (
190 zmienność kierunku wiatru wraz z wysokością.
Zagadnieniem szczególnie istotnym dla rozpraszania się zanieczyszczeń jest pojęcie
równowagi atmosfery, która jest miarą turbulencji pionowej atmosfery. Wskutek lokalnej różnicy
gęstości wywołanej podgrzaniem powietrza może zajść do zmiany zachowania się uwalnianej smugi zanieczyszczeń w zależności od intensywności procesu.
Podstawowe równanie statyki płynów ma postać:
��� � ��� � ��� � ���������� ������� �������� ���� (34) Gdzie:
X, Y, Z – składowe jednostkowej siły masowej, p – ciśnienie [Pa],
� ��gęstość [kg/m2]
Traktując atmosferę jako barotropową w polu grawitacyjnym ( X=0, Y=0, Z=0 ) równanie sprowadza się do postaci:
�� � � ����� (35) Równanie to umożliwia obliczenie pionowego gradientu temperatury. Po uwzględnieniu pierwszej zasady termodynamiki (zmiana energii wewnętrznej układu zamkniętego jest równa energii, która przepływa przez jego granice na sposób ciepła i pracy) oraz przy założeniu, że jest to proces adiabatyczny:
��
��� ������ � �Ʌ (36) Gdzie:
Cp – ciepło właściwe [J/(kg K)], Ʌ - gradient rzeczywisty temperatury.
Przy założeniu standardowych warunków atmosferycznych ( g = 9,71 m/s2, Cp = 1,0 * 103
J/Kg K) otrzymamy wartość pionowego gradientu temperatury:
Ʌ � � ��������� (37)
Zgodnie z prawem Archimedesa ciężar pozorny elementu wynosi:
��� ������ �� (38)
Zgodnie z równaniem (38), jeżeli ciężar pozorny Gp uwolnionej objętości powietrza jest równy wyporowi element nie zmienia swojego położenia. Jeżeli jest większy od wyporu opada, natomiast w przypadku gdy jest mniejszy unosi się. W przypadkach gdy rzeczywisty gradient temperatury (����) jest równy gradientowi adiabatycznemu (Ʌ) uwolniona objętość powietrza rozprzestrzenia się w sposób niezakłócony, sytuacja taka jest określana jako równowaga obojętna
) jest równy gradientowi adiabatycznemu (Ʌ) uwolniona objętość powietrza rozprzestrzenia się w sposób niezakłócony, sytuacja taka jest określana jako równowaga obojętna atmosfery. W sytuacji gdy
190 zmienność kierunku wiatru wraz z wysokością.
Zagadnieniem szczególnie istotnym dla rozpraszania się zanieczyszczeń jest pojęcie
równowagi atmosfery, która jest miarą turbulencji pionowej atmosfery. Wskutek lokalnej różnicy
gęstości wywołanej podgrzaniem powietrza może zajść do zmiany zachowania się uwalnianej smugi zanieczyszczeń w zależności od intensywności procesu.
Podstawowe równanie statyki płynów ma postać:
��� � ��� � ��� � ���������� ������� �������� ���� (34) Gdzie:
X, Y, Z – składowe jednostkowej siły masowej, p – ciśnienie [Pa],
� ��gęstość [kg/m2]
Traktując atmosferę jako barotropową w polu grawitacyjnym ( X=0, Y=0, Z=0 ) równanie sprowadza się do postaci:
�� � � ����� (35) Równanie to umożliwia obliczenie pionowego gradientu temperatury. Po uwzględnieniu pierwszej zasady termodynamiki (zmiana energii wewnętrznej układu zamkniętego jest równa energii, która przepływa przez jego granice na sposób ciepła i pracy) oraz przy założeniu, że jest to proces adiabatyczny:
��
��� ������ � �Ʌ (36) Gdzie:
Cp – ciepło właściwe [J/(kg K)], Ʌ - gradient rzeczywisty temperatury.
Przy założeniu standardowych warunków atmosferycznych ( g = 9,71 m/s2, Cp = 1,0 * 103
J/Kg K) otrzymamy wartość pionowego gradientu temperatury:
Ʌ � � ��������� (37)
Zgodnie z prawem Archimedesa ciężar pozorny elementu wynosi:
��� ������ �� (38)
Zgodnie z równaniem (38), jeżeli ciężar pozorny Gp uwolnionej objętości powietrza jest równy wyporowi element nie zmienia swojego położenia. Jeżeli jest większy od wyporu opada, natomiast w przypadku gdy jest mniejszy unosi się. W przypadkach gdy rzeczywisty gradient temperatury (����) jest równy gradientowi adiabatycznemu (Ʌ) uwolniona objętość powietrza rozprzestrzenia się w sposób niezakłócony, sytuacja taka jest określana jako równowaga obojętna
>Ʌ, element po-ruszający się do góry zgodnie z krzywą adiabaty ochładza się szybciej niż otaczające go powietrze w związku z czym przemieszcza się w dół, natomiast skierowany do dołu nagrzewa się adiabatycznie szybciej od otaczającego go powietrza, co z kolei unosi go do punktu początkowego (miejsca przecięcia gradientu rzeczywistego z gradientem adiabatycznym), w tym przypadku mówimy o równowadze stałej atmosfery. Ostatnim przypadkiem jest sytuacja gdy
190 zmienność kierunku wiatru wraz z wysokością.
Zagadnieniem szczególnie istotnym dla rozpraszania się zanieczyszczeń jest pojęcie
równowagi atmosfery, która jest miarą turbulencji pionowej atmosfery. Wskutek lokalnej różnicy
gęstości wywołanej podgrzaniem powietrza może zajść do zmiany zachowania się uwalnianej smugi zanieczyszczeń w zależności od intensywności procesu.
Podstawowe równanie statyki płynów ma postać:
��� � ��� � ��� � ���������� ������� �������� ���� (34) Gdzie:
X, Y, Z – składowe jednostkowej siły masowej, p – ciśnienie [Pa],
� ��gęstość [kg/m2]
Traktując atmosferę jako barotropową w polu grawitacyjnym ( X=0, Y=0, Z=0 ) równanie sprowadza się do postaci:
�� � � ����� (35) Równanie to umożliwia obliczenie pionowego gradientu temperatury. Po uwzględnieniu pierwszej zasady termodynamiki (zmiana energii wewnętrznej układu zamkniętego jest równa energii, która przepływa przez jego granice na sposób ciepła i pracy) oraz przy założeniu, że jest to proces adiabatyczny:
��
��� ������ � �Ʌ (36) Gdzie:
Cp – ciepło właściwe [J/(kg K)], Ʌ - gradient rzeczywisty temperatury.
Przy założeniu standardowych warunków atmosferycznych ( g = 9,71 m/s2, Cp = 1,0 * 103
J/Kg K) otrzymamy wartość pionowego gradientu temperatury:
Ʌ � � ��������� (37)
Zgodnie z prawem Archimedesa ciężar pozorny elementu wynosi:
�� � ������ �� (38)
Zgodnie z równaniem (38), jeżeli ciężar pozorny Gp uwolnionej objętości powietrza jest równy wyporowi element nie zmienia swojego położenia. Jeżeli jest większy od wyporu opada, natomiast w przypadku gdy jest mniejszy unosi się. W przypadkach gdy rzeczywisty gradient temperatury (����) jest równy gradientowi adiabatycznemu (Ʌ) uwolniona objętość powietrza rozprzestrzenia się w sposób niezakłócony, sytuacja taka jest określana jako równowaga obojętna
< Ʌ, gdzie unoszony element będzie miał temperaturę wyższą od otaczającej a opadający niższą zgodnie z czym procesy zarówno unoszenia jak i opadania będą intensyfikowane z zależności od kierunku wyemitowanego elementu. W tym przypadku rozprzestrzenianie się uwolnionej substancji zachodzi w sposób burz-liwy, sytuację taką określamy mianem równowagi chwiejnej.
W praktyce najczęściej stosuje się metodę Pasquilla wyróżniającą 6 klas stanów równowagi atmosferycznej:
– A – równowaga bardzo chwiejna, – B – równowaga chwiejna, – C – równowaga lekko chwiejna, – D – równowaga obojętna, – E – równowaga stabilna, – F – równowaga silnie stabilna.
197
Rozprzestrzenianie się izotopów promieniotwórczych w powietrzu atmosferycznym
Rysunek 3. Stany równowagi atmosferycznej Źródło: [Juda-Rezler, 2016]
Klasyfikacja oparta jest o następujące parametry: intensywność promieniowania słonecznego, pora dnia, prędkość wiatru oraz zachmurzenie.
198
Adam JaroszekKlasy stabilności atmosferycznej są determinowane przez pionową stratyfikację at-mosfery. Z punktu widzenia rozprzestrzeniania się zanieczyszczeń powietrza klasy A-D odpowiadają za sytuacje sprzyjające dobrej wentylacji, a klasy E-F za sytuacje słabej wen-tylacji atmosfery. W związku z czym za warunki pesymistyczne ze względu na narażenie uznaje się klasę stabilności E-F wraz z występowaniem względnie słabego wiatru (2 m/s) [Skórniewski 1978].
Klasę stabilności atmosfery można określić z bezpośredniego pomiaru, jakim jest sondaż aerologiczny, pomiar ten obrazuje rzeczywistą stratyfikacje pionową atmosfery. Pomiar polega na uwolnieniu specjalnego balonu wyposażonego w szereg sond rejestru-jących podstawowe parametry fizyczne wraz ze wzrostem wysokości. Dzięki sondażom aerologicznymi jesteśmy także w stanie określić wysokość granicznej warstwy atmos-fery – warstwy atmosatmos-fery znajdującej się pod wpływem powierzchni ziemi. Większość zanieczyszczeń jest emitowana do granicznej warstwy atmosfery, jej grubość wynosi od 100 m do 3000 m. Jej grubość determinują pionowe i turbulencyjne strumienie ciepła oraz strumienie wilgoci i pędu, które są zależne od charakterystyki podłoża, pory dnia oraz charakterystyki atmosfery.
Klasę stabilności atmosfery możemy określić na podstawie parametrów fizycznych określających: prędkość wiatru (na wysokości 10 m), porę dnia, intensywność promienio-wania słonecznego oraz stopień zachmurzenia (rys. 4).
Rysunek 4. Zależność klasy atmosfery od: prędkości wiatru, pory dnia, zachmurzenia oraz intensywności promieniowania słonecznego
199
Rozprzestrzenianie się izotopów promieniotwórczych w powietrzu atmosferycznym
W praktyce do opisu stanu stabilności atmosfery używa się również bezwymiarowej liczby Ri (liczby Richardsona). Opisuje ona lokalną charakterystykę przepływu [Rup 2006].
193 fizyczne wraz ze wzrostem wysokości. Dzięki sondażom aerologicznymi jesteśmy także w stanie określić wysokość granicznej warstwy atmosfery – warstwy atmosfery znajdującej się pod wpływem powierzchni ziemi. Większość zanieczyszczeń jest emitowana do granicznej warstwy atmosfery, jej grubość wynosi od 100m do 3000 m. Jej grubość determinują pionowe i turbulencyjne strumienie ciepła oraz strumienie wilgoci i pędu, które są zależne od charakterystyki podłoża, pory dnia oraz charakterystyki atmosfery.
Klasę stabilności atmosfery możemy określić na podstawie parametrów fizycznych określających: prędkość wiatru (na wysokości 10m), porę dnia, intensywność promieniowania słonecznego oraz stopień zachmurzenia (Rys. 60)
Rysunek 60. Zależność klasy atmosfery od: prędkości wiatru, pory dnia, zachmurzenia oraz intensywności promieniowania słonecznego
Źródło: [IAEA, 1980]
W praktyce do opisu stanu stabilności atmosfery używa się również bezwymiarowej liczby Ri
(liczby Richardsona). Opisuje ona lokalną charakterystykę przepływu [Rup 2006]. �� � �� ����
������� (39) Gdzie:
Du/dz – pionowy gradient horyzontalnej prędkości, Θ – temperatura potencjalna,
g – przyciąganie ziemskie.
Wyróżnia się następujące przypadki:
Ri > 0 - stan stabilny atmofery (kategorie E i F), Ri = 0 - stan neutralny (kategoria D),
Ri < 0 - stan niestabilny (kategorie C,B,A).
(7) gdzie:
Du/dz – pionowy gradient horyzontalnej prędkości, Θ – temperatura potencjalna, g – przyciąganie ziemskie. Wyróżnia się następujące przypadki:
– Ri > 0 – stan stabilny atmofery (kategorie E i F), – Ri = 0 – stan neutralny (kategoria D),
– Ri < 0 – stan niestabilny (kategorie C,B,A).
Ostatnim czynnikiem meteorologicznym mającym istotne znaczenie w rozprze-strzenianiu się zanieczyszczeń promieniotwórczych w atmosferze jest opad. Opady (deszczu, śniegu lub gradu) mogą wymywać skażenia z radioaktywnego obłoku. Opada-jące kropelki deszczu mogą zbierać zarówno gazy jak i cząstki z radioaktywnego obłoku. Efektywność tego procesu zależy od intensywności procesu oraz od charakterystyki za-nieczyszczenia. Dla zanieczyszczeń gazowych kluczowym parametrem jest rozpuszczal-ność w wodzie, natomiast dla cząstek proces zależy od objętości kropel, kształtu oraz in-tensywności opadu. Proces wymywania skażeń przez opad nazywamy mokrą depozycją. Proces mokrej depozycji jest jednym z najistotniejszych procesów wpływających na skażenia promieniotwórcze powierzchni ziemi. Przykładem są silne skażenia obszarów w okolicy Opola (rys. 5), tzw. anomalia opolska, gdzie miały miejsce opady deszczu po uwolnieniach izotopów promieniotwórczych w wyniku katastrofy w Czarnobylu.