محاسبه مقدار تابش خورشیدی و تاثیر آن در حوضه خلیج فارس و دریای عمان ARCGIS
تابش بنياد اقليم است، سياره ما تابشهاي خورشيدي را جذب و تابشهاي فروسرخ گسل ميکند، ميانگين سيارهاي اين دو تابش در بازه زماني چند ساله با هم برابر است، که اين حالت نوعي ترازمندي انرژي در کره زمين ايجاد ميکند( هندرسون و مک گوفي،۱۳۷۹). انتقال گرما توسط تابش گرمايي به ماده نياز ندارد. تابش گرمايي فرايند بسيار مهمي است و از نظر فيزيکي جالبترين شيوه انتقال گرما به شمار ميآيد. تابش گرمايي به نرخ صدور انرژي از ماده به واسطه دماي معين آن مربوط ميشود. کليه اجسام اطراف ما از خود تابش گرمايي صادر ميکنند. منشأ تابش، صدور انرژي توسط ماده است و انتقال آن احتياج به ماده ندارد. يکي از تئوريهاي موجود، تابش را به صورت انتشار مجموعهاي از ذرات به نام فوتون يا کوانتا تعبير ميکند. تئوري ديگر، آن را به صورت انتشار امواج الکترومغنايس در نظر گرفته است. در هر دو حالت فوق، خواص استاندارد موجي به تابش نسبت داده ميشود (اينکروپرا و دويت، ۱۳۸۲).
خورشيد را ميتوان جسم سياهي در نظر گرفت که پيوسته پرتوافکني ميکند. مقدار کل انرژي تابشي جسم سياه بر اساس قانون استفان بولتزمان [۱] محاسبه ميشود. دماي سطح خارجي خورشيد را حدود ۶ هزار کلوين محاسبه کردهاند و بر اين اساس، مقدار انرژي تابشي آن را محاسبه مينمايند. گسيل انرژي خورشيدي در سرتاسر طيف الکترومغناطيسي صورت ميگيرد و نشر و انتقال اين انرژي به هر دو حالت موجي و ذرهاي (تشکيل شده از ذرات ريز انرژي به نام کوانتوم) انجام ميشود. نظريه موجي تابش الکترومغناطيسي را ماکسول [۲] در اوايل قرن نوزدهم عرضه کرد. بر اساس اين نظريه، انرژي خورشيد به صورت امواج پيوسته و پي در پي منتشر ميشود. امواج انرژي الکترومغناطيسي طول موجهاي متفاوتي از خيلي کوچک تا خيلي بزرگ دارند که طيف الکترومغناطيسي را به وجود ميآورند. سرعت انتشار اين امواج ثابت و برابر با ۳۰۰ هزار کيلومتر در ثانيه است. مقدار انرژي تابشي امواج کوتاه بيش از امواج بلند است. اگرچه تابش خورشيد در سرتاسر طيف الکترومغناطيسي صورت ميگيرد، بيشتر انرژي اين تابش در محدوده خاصي از حدود ۲/۰ ميکرون تا ۴ميکرن قرار دارد. در مجموع ۹ درصد اين انرژي در باند ماوراي بنفش، ۴۵ درصد آن در باند مرئي و ۴۶ درصد ان در باند مادون قرمز توزيع ميشود. طول موج حداکثر تابش خورشيدي از قانون جابهجايي يا انحراف وين [۳] محاسبه ميشود.
انرژي تابشي دريافت شده از خورشيد، گسترهاي از طول موجهاست که به نام طيف خورشيدي معروف است. در اين طيف وسيع، بلندترين امواج (امواج راديويي) حدود ۱۲۱ برابر امواج کوتاه (گاما) ميباشند، ولي حداکثر انرژي و مقدار زيادي از کل انرژي تابشي در محدوده کم عرض قسمت مرئي واقع است (جعفرپور،۱۳۷۰).
۲- منطقه مورد مطالعه
منطقه مورد مطالعه با مساحت تقریبی ۴۱۷۶۱۶ کیلومتر مربع در عرضهای جغرافیایی ۲۵ تا ۳۶ درجه شمالی و طول جغرافیایی ۴۴ تا ۶۳ درجه شرقی واقع شده است. بیشترین ارتفاع این منطقه در ارتفاعات مرکزی رشته کوه های زاگرس با ۴۴۰۵ متر قرار دارد و کمترین ارتفاع این منطقه با صفر متر در جنوب شرقی واقع شده است.
[۱] – Stefan Boltzmann
[۲] -Maxwell
[۳] -Wien-
براي محاسبات تابشي بر روي منطقه مطالعاتي با يک سيستم مورفيک نياز به شکل هندسي ناهمواري داشتيم. شکل هندسي فضايي ناهمواري مي تواند ميزان و جهت شيب همچنين ميزان ارتفاع به ما نشان دهد. در نتيجه از مدل مورفيک DEM استفاده نموديم که نيازهاي ما را در اين زمينه بر طرف مينمايد. در اين راستا ما از چهار پارامتر تابشي (تابش مستقیم، تابش پراکنده، تابش کل، مدت زمان تابش) که مي تواند وضعيت تابشي منطقه را توصيف کند بهره گرفتيم و مبناي تحليلمان را بر آن قرار داديم.
تابش کل (Globaltot) از مجموع تابش مستقيم (Dirtot) و تابش افشانده (Diftot) به ترتيب از تمامي بخشهاي سانمپ و اسکايمپ محاسبه ميگردد.
تابش کل به قرار زير محاسبه ميگردد:
Globaltot = Dirtot + Diftot
که :
Globaltot بيانگر تابش کل
Dirtot بيانگر تابش مستقيم
و Diftot بيانگر تابش افشانده است.
محاسبه تابش مستقيم
تابش مستقيم همان تابش موج کوتاه خورشيدي است که در روز به هنگامي که خورشيد در بالاي خط افق قرار گرفته بر سطح زمين انجام ميگيرد و پرتوهاي خورشيدي به طور مستقيم بر سطح زمين ميتابد. براي محاسبه ميزان تابش مستقيم در منطقه مطالعاتي مدت زماني را که خورشيد بر فراز آسمان ميباشد (با دخالت عرض جغرافيايي منطقه) به قطعات نيمساعتي تقسيم نموده که هر يک از اين قطعات را Sun Sector مينامند و با توجه به قرار گيري خورشيد در هر يک از اين قطعات تابشي ميزان تابش مستقيم محاسبه گرديده است. همچنين با توجه به ارتفاع هر نقطه و وضعيت ضخامتي اتمسفر نرخ حذف طول موج تابش يا افت انرژي تابش [۱] محاسبه و اعمال شد. همچنين ميزان انرژي ورودي را ثابت خورشيدي در نظر گرفته و آن را در محاسبات دخالت ميدهيم. اين عمليات براي تمام روزهاي سال از ابتدا تا انتها محاسبه شده و در نهايت نقشه تابش مستقيم سالانه منطقه محاسبه گرديده است.
ميزان تابش مستقيم (Dirtot) براي يک منطقه از مجموع تابش مستقيم (Dirθ,α) از تمامي بخشهاي سانمپ محاسبه ميگردد.
Dirtot = ΣDir θ,α
تابش مستقيم از بخش سانمپ (Dirθ,α) با زاويه اوج مرکزي (θ) و زاويه آزيموت (α) با فرمول زير محاسبه ميگردد:
Dirθ,α= SConst × τm(θ) × SunDurθ,α × SunGapθ,α × cos(AngIn θ,α)
که در اين فرمول
SConst شار خورشيدي در خارج از جو که در فاصله ميانگين زمين تا خورشيد است و به عنوان ثابت خورشيدي در نظر گرفته ميشود. ميزان ثابت خورشيدي ۱۳۶۷ W/m2 در نظر گرفته شده است.
β قابليت عبور از جو (ميانگين تمامي طول موجها) براي کوتاهترين مسير (در جهت اوج).
m(θ) نسبت طول راه نوري، که نسبت به طول مسير اوج اندازهگيري ميگردد. (ضريب عبور نور با توجه به فاصله سمت الراسي که با پرامترهاي فاصله از سمت الراس و ارتفاع از سطح دريا محاسبه ميگردد).
SunDurθ,α مدت زماني که بخشهايي از آسمان نمايش داده شده. براي اکثر بخشها، برابر با فاصله روز است (مثلاً: يک ماه) که در فاصله ساعتي ضرب شده (مثلاً نيم ساعت) براي بخشهاي جزئي (نزديک به افق)، طول با استفاده از هندسه کروي محاسبه گرديده است.
SunGapθ,α ميزان و نرخ شکست براي بخشهاي تابشي در آسمان ميباشد.
AngIn θ,α زاويه تابش خورشيد نسبت به سطح زمين.
طول نور نسبي m(θ) با زاويه اوج خورشيد و ارتفاع از سطح دريا محاسبه ميگردد. براي زواياي کمتر از ۸۰ درجه، ميتوان از فرمول زير استفاده نمود:
m(θ) = EXP(-0.000118 * Elev – 1.638*10-9 * Elev2) / cos(θ)
که در اين فرمول:
θ زاويه اوج خورشيد.
Elev ارتفاع از سطح دراي به متر است.
اثر جهت سطح با ضرب کسينوس زاويه برخورد محاسبه ميگردد. زاويه برخورد (AngInSkyθ,α) بين سطح توقف و بخش آسمان با زاويه اوج مرکزي و زاويه آزيموت با فرمول زير محاسبه ميگردد.
AngIn θ,α = acos[Cos(θ)×Cos(Gz)+Sin(θ)×Sin(Gz)×Cos(α-Ga)]
که در اين فرمول:
Gz زاويه اوج سطح. (براي زواياي بيشتر از ۸۰ درجه، ميزان انکسار بسيار مهم است).
Ga زاويه آزيموت سطح است.
محاسبه تابش افشانده
براي تحليل انرژي در منطقه ميزان انرژي تابشي افشانده نيز مورد نياز ميباشد. همان گونه که ميدانيم در صورتي که از لحاظ فيزيک تئوري اگر تابش افشانده در محيط نداشته باشيم و اين ميزان به صفر برسد اختلاف انرژي و سپس دما بين سايه و آفتاب بسيار بالا رفته و سيستمهاي حياتي را دچار اختلال ميسازد با توجه به اين مقدمه تاثير بالاي تابش پراکنده را بر سيستمها و اکوسيستمهاي طبيعي و غير طبيعي بهتر درک خواهيم نمود. براي محاسبه انرژي تابشي پراکنده ما از مدل ( [۲] UCO ) استفاده نموديم.
براي هر بخش از آسمان، ميزان تابش افشانده در مرکز (Dif) يکپارچه شده براي بازه زماني، و اصلاح شده با فاصله شکستگي و زاويه برخورد با فرمول زير محاسبه ميگردد.
Difθ,α = Rglb * Pdif * Dur * SkyGapθ,α * Weightθ,α * cos(AngInθ,α)
که در اين فرمول:
Rglb تابش نرمال کلي
براي محاسبه تابش نرمال کلي از فرمول زير استفاده ميگردد.
Rglb = (SConst Σ (τm(θ) ) )/ (۱ – Pdif)
Pdif درجه افشاندگي تابش که اين نرخ را معمولاً بين ۲/۰ براي درجه ابرناکي بسيار کم و ۷/۰ براي درجه ابرناکي بسيار بالا در نظر ميگيرند.
Dur بازه زماني
SkyGapθ,α درجه شکست براي هر بخش تابشي ميباشد(بخشي از آسمان که قابل مشاهده است).
Weight θ,α نسبت تابش افشانده ناشي از يک بخش تابشي آسمان به کل بخشهاي تابشي.
براي محاسبه ميزان Weight θ,α از فرمول زير استفاده نموديم:
Weight θ,α= (cosθ۲ – cosθ۱) / Divazi
در فرمول فوق
θ۱ و θ۲ محدوده زاويه اوج در بخش هاي آسمان
Divaziتعداد تقسيم بندي آزيموتي آسمان ميباشد
AngIn θ,α= زاويه تابش ما بين مرکز قطاع تابشي و سطح تماس تابش.
براي استاندارد آسمان پوشيده از ابر، ميزان Weightθ,α از فرمول زير محاسبه ميگردد.
Weightθ,α = (۲cosθ۲ + cos2θ۲ – ۲cosθ۱ – cos2θ۱) / ۴ * Divazi
در نهايت ميزان انرژي تابشي افشانده با توجه به فرمول زير از مجموع انرژي تابشي افشانده براي هر قطاع تابشي به دست ميآيد.
Diftot = ΣDif θ,α
پس از تهیه نقشه های تابش مستقیم، تابش کل، تابش پراکنده و مدت زمان تابش، تعداد ۱۶ ایستگاه (شکل شماره ۲) به صورت نمونه انتخاب گردید تا برخی خصوصیات آنها بررسی گردد (جدول شماره ۲).
Table [2]
Station
Radiation (wh/m 2 )
Elevation
(m)
Temperature
(Degree)
Aspect
(Degree)
Brujen
۹۸۹۷۲۹
۲۲۵۷
۱۰٫۷
۳۳۰
Kuhrang
۲۵۹۳۶۸۳
۲۸۴۱
۹٫۳
۲۱۹
Piranshahr
۱۶۸۶۸۳۱
۱۴۹۶
۱۲
۶۱
Ilam
۲۳۰۸۵۵۷
۱۴۴۶
۱۶٫۹
۲۸۹
Ahvaz
۱۴۱۲۱۷۴
۲۲
۲۵٫۳
۲۶
Mahshahr
۲۶۱۲۰۰۲
۳
۲۵٫۵
۱۱
Chabahar
۲۰۴۸۴
۸
۲۶٫۲
۱۸۶
Fasa
۲۵۰۱۹۰۲
۱۴۱۴
۱۹٫۳
۱۸۰
Lar
۲۵۹۹۱۷۰
۹۷۸
۲۳٫۵
۱۶۶
Baneh
۲۶۵۷۰۴۵
۱۵۲۸
۱۳٫۷
۲۵۷
Kurdistan
۱۴۴۰۳۹۳
۱۳۰۶
۱۲٫۸
۳۳۰
Sararud
۲۵۸۰۵۱۳
۱۳۵۳
۱۳٫۸
۱۵۰
Yasuj
۹۶۳۴۲۲
۲۸۲۹
۱۵٫۲
۲۰۹
Aligudarz
۲۶۲۴۸۰۰
۱۹۹۲
۱۲٫۳
۲۳۹
Minab
۱۳۹۱۳۸۱
۳۳
۲۷٫۳
۲۷۹
Qeshm
۱۶۱۲۳۴۶
۱
۲۷
۳۱۵
[۱] – Atmospheric Attenuation
[۲] – Uniform Overcast Sky
با توجه به شکل شماره ۳ مشخص می گردد که در ۱۶ ایستگاه نماینده انتخابی در محدوده مورد مطالعه به جز ایستگاه های ماه شهر و قشم (ایستگاه هایی که در فاصله نزدیکی نسبت به دریا قرار دارند و در ارتفاع صفر واقع شده اند و در پشت به ارتفاعات هستند) رابطه نزدیکی بین ارتفاع ایستگاه ها ومیزان دریافت انرژی تابشی وجود دارد. به گونه ای که هر جا ارتفاعات ایستگاه افزایش داشته میزان دریافت انرژی نیز افزایش را نشان می دهد که این خود بیانگر تاثیر مستقیم مقدار ارتفاع در میزان انرژی تابشی است.
با توجه به شکل شماره ۴ مشخص می گردد که در ۱۶ ایستگاه نماینده انتخابی در محدوده مورد مطالعه به جز ایستگاه های کوهرنگ و پیرانشهر و اهواز و چابهار و فسا، میناب و قشم (ایستگاه هایی که در عرض جغرافیایی پائین قرار دارند و ایستگاه هایی که بارش برف سنگین دارند) رابطه نزدیکی بین دمای ایستگاه ها ومیزان دریافت انرژی تابشی وجود دارد. به گونه ای که هر جا دمای ایستگاه افزایش داشته میزان دریافت انرژی نیز افزایش را نشان می دهد که این خود بیانگر تاثیر مستقیم مقدار تابش در میزان دمای هر ایستگاه است.
با توجه به شکل شماره ۵ مشخص می گردد که در ۱۶ ایستگاه نماینده انتخابی در محدوده مورد مطالعه به جز ایستگاه های بروجن ، ماهشهر، چابهار، کردستان و سرارود و میناب(ایستگاه هایی که دقیقاً در خلاف جهت تابش خورشید هستند) رابطه نزدیکی بین میزان ایستگاه ها و جهت و زاویه منطقه برای دریافت تابش وجود دارد. به گونه ای که مناطقی که در پشت به جهت تابش خورشید هستند از میزان تابش کمتری برخوردار بودند.
Conclusions
شدت تابندگي بيشتر در دامنههاي رو به جنوب و غرب در تودههاي کوهستاني منطقه مطالعاتي در بيلان دمايي منطقه تاثير گذاشته و با تبديل انرژي تابشي به انرژي حرارتي و نفوذ در سيستمهاي زميني سرآغاز چرخه تغييرات گشته و با توجه به اين نکته که افزايش حرارت افزايش تبخير و تعرق و کاهش رطوبت نسبي را به دنبال دارد نتيجه اين حالت ميتواند عامل کنترل کننده رشد گياهي در منطقه باشد. اين حالت کاملاً در منطقه بروز کرده و دامنههاي پر انرژي تراکم گياهي بسيار محدودتر و کمتري از دامنههاي پر انرژي دارد. وجود پوشش گياهي غني تر، خاک متکامل و غني و حاصلخيز، وجود منابع آبي سطحي و زير سطحي غني تر مجموعاً فعاليت ميکرو ارگانيسم و ماکرو ارگانيسم را در دامنههايي که انرژي کمتر دريافت کرده گسترش داده و رونق ميبخشد.
از طرفي خاک را اگر تابعي از شرايط حرارتي و رطوبتي بدانيم تاثير تابش بر تکامل خاک و سرعت و چگونگي مراحل مختلف خاکزايي را بهتر درک خواهيم کرد. در واقع تابش با مقدار انرژي که به هر سطح ميرساند در تغييرات دماي آن اثر داشته و تغيير دما در تغييرات رطوبت و تبخير موثر افتاده که نتيجه همه اين حالات را ميتوان تغييرات انرژي وارده به سيستم پدولوژيک در نظر گرفت. تغييرات انرژي وارده به هر سيستم ميتواند در تحولات ماده و انرژي آن سيستم موثر باشد و تحولات کاسکيد سيستم خاک را تحت تاثير قرار داده و با حلقه اي از تاثيرات و تغييرات مورفولوژيک سيستم خاک را نيز تحت تاثير قرار ميدهد.
بيلان تابشي در منطقه باعت اختلافات دمايي و در ادامه اختلاف تبخير و نهايتاً تاثير بر نفوذپذيري خاک و حجم رواناب سطحي شده که نتيجه اين عوامل را کاهش رواناب سطحي و جريانهاي پايدار آبي در منطقه را به دنبال خواهد داشت. ضريب پايايي [۱] جريانات آبي در دو جهت دامنه اختلاف زيادي را نشان ميدهد که نمودي از اين واقعيت است.
نتيجه همه تاثيراتي تابشي ميتواند بر ايجاد مدنيت و هستههاي سکونتي و فعاليتهاي انساني موثر باشد.
[۱] – stable Rate
Resources
Fu, P. 2000. A Geometric Solar Radiation Model with Applications in Landscape Ecology. Ph.D. Thesis, Department of Geography, University of Kansas, Lawrence, Kansas, USA.
Fu, P., and P. M. Rich. 2000. The Solar Analyst 1.0 Manual. Helios Environmental Modeling Institute (HEMI), USA.
Fu, P., and P. M. Rich. 2002. “A Geometric Solar Radiation Model with Applications in Agriculture and Forestry.” Computers and Electronics in Agriculture 37:25–۳۵٫
Rich, P. M., R. Dubayah, W. A. Hetrick, and S. C. Saving. 1994. “Using Viewshed Models to Calculate Inte
rcepted Solar Radiation: Applications in Ecology. American Society for Photogrammetry and Remote Sensing Technical Papers, 524–۵۲۹٫
Rich, P. M., and P. Fu. 2000. “Topoclimatic Habitat Models.” Proceedings of the Fourth International Conference on Integrating GIS and Environmental Modeling.
Gates, D.M. 1980. Biophysical Ecology. Springer-Verlang. New York.
Kendal McGuffie, Ann Henderson-Sellers. 2005. A Climate Modelling Primer. John Wiley & Sons.
رستمي و شيرازي، (۱۳۸۲)، مقدمهاي بر انتقال گرما جلد دوم ، چاپ اول، انتشارات دانشگاه صنعتي اصفهان.
جعفرپور، ابراهيم (۱۳۷۰)، اقليم شناسي، انتشارات پيام نور.
موحدی سعید، محمود سلطانیان، (۱۳۹۰) نمایش و پردازش داده های جوی و هیدرولوژیکی در محیط ArcGIS، انتشارات کنکاش.
