1. Настанак Земљине атмосфере

О историји Земљине атмосфере пре милијарду година слабо се зна, али следеће

представља вероватан редослед догађаја. Како год било то још увек остаје подручје

истраживања.

Данашња атмосфера се понекад односи на Земљину “трећу атмосферу” као би

се разликовао тренутни хемијски састав од два значајно различита претходна

састава. Првобитна атмосфера се састојала од водоника и хелијума. Топлина (из

растаљене коре и са Сунца) је распршила атмосферу.

Око пре 3,5 милијарди година површина се довољно охладила да се обликује

земљина кора која се још увек састојала од бројних вулкана који су испуштали

пару, угљен-диоксид и амонијак. То је довело до стварања “друге атмосфере” која

је у почетку била састављена од угљен-диоксида и водене паре уз нешто азота али

практично без кисеоника. (Иако недавне симулације из 2005. рађене на

Универзитетима у Ватерлоу и Колораду показују да је могла имати и до 40%

водоника.) Та друга атмосфера је имала око 100 пута више гаса од тренутне

атмосфере. Уопште, верује се да је ефекат стаклене баште, узрокован високим

нивоима угљен-диоксида, чувао Земљу од смрзавања.

Током следећих неколико милијарди година водена пара се кондензовала па је

створила кишу и океане који су почели отапати угљен-диоксид. Океани су

апсорбовали приближно 50% угљен-диоксида. Једна од најранијих врста бактерија

биле су цијанобактерије. Фосилни доказ показује да су те бактерије постојале пре

приближно 3.3 милијарди година и да су биле први еволуирајући фототропни

организми који су производили кисеоник. Оне су одговорне за прву промену

Земљине атмосфере из аноксидног (стање без кисеоника) у оксидно (с кисеоником)

1

стање. Како су цијанобактерије биле прве које су започеле фотосинтезу кисеоника,

могле су променити угљен-диоксид у кисеоник па су одиграле главну улогу у

оксигенацији атмосфере. Фотосинтетизирајуће биљке су еволуирале па су и оне

почеле све више претварати угљен-диоксид у кисеоник. Временом је вишак угљена

постао затворен у фосилним горивима, седиментним стенама (вапненаc) и

животињским љуштурама. Кад се кисеоник ослободио, реаговао је са амонијаком и

створио азот.

Појавом све више биљака ниво кисеоника се значајно повећао (док се ниво

угљен-диоксида смањио). У почетку се кисеоник спајао с различитим елементима

(нпр. гвожђем) да би се на крају акумулирао у атмосфери — резултујући масовним

изумирањем и даљњом еволуцијом. Појавом озонског слоја (озон је алотроп

кисеоника) животни услови су били боље заштићени од ултраљубичастог зрачења.

Ова атмосфера од кисеоника и азота чини "трећу атмосферу".

2. Хемијски састав атмосфере

Атмосфера је механичка мешавина гасова. У доњим деловима атмосфере (до

висине од око 95 km) размера основних гасова је углавном константна (стална). То

је битно зато што се управо у том делу атмосфере догађају временске промене. Тај

слој атмосфере се назива хомосфера. Изнад тог слоја, у хетеросфери, релативни

односи између појединих гасова више нису стални. Због Сунчевог зрачења и врло

високих температура у највишим деловима атмосфере распадају се молекули

најважнијих гасова (азота и кисеоника) па се појављују њихови атоми, а у

граничном слоју атмосфере јављају се атоми хелијума и водоника.

Перманентни саставни делови атмосфере су азот (78,084% од укупног

волумена хомосфере), кисеоник (20,946% од укупног волумена хомосфере), аргон

(0,934% од укупног волумена хомосфере), угљен -диоксид (CO2; 0,33% од укупног

волумена хомосфере), а у знатно мањој мери заступљени су неон, хелијум, метан,

2

криптон, азот-оксид, водоник, озон, ксенон, азот-моноксид, јод, радон и др. Два

главна хемијска састојка атмосфере, азот (N2) и кисеоник (O2) чине нешто више од

99% од укупног волумена доњих делова атмосфере. Атмосфера која се састоји само

од перманентних саставних делова, без водене паре и различитих других чврстих и

течних примеса, назива се суви ваздух.

Примесе у атмосфери јесу водена пара, разне чврсте и течне честице.

Њихова количина и волуменски делови у атмосфери нису стални. Чврсте честице,

које су колоидно распршене у атмосфери део су примеса атмосфере, који се назива

аеросол (lat. aero = vazduh и solvere = раставити). Извори аеросола могу бити

природни и вештачки (ствара их човек). Аеросол може бити органског и

анорганског порекла.

У природним условима атмосфера није никада сасвим сува и чиста. У

атмосфери увек има примеса, од којих је атмосфера мутна и влажна. Природни

извори (јаки пустињски ветрови, шумски и степски пожари, вулкански пепео и сл.)

и уметни извори (посебно у градовима и индустријским регијама) могу у ваздух

емитовати мноштво честица аеросола па може настати сува мутноћа.

Азот је инертан гас и нема важнију улогу у атмосферским процесима.

Међутим, значење азота је велико у биолошким процесима. Азот је саставни до

беланчевина. У успотреби са другим хемијским елементима атмосфере, азот слабо

упија Сунчево зрачење.

Кисеоник је врло важан састојак атмосфере јер без њега не може постојати

органски живот на Земљи. Јак је оксиданс и лако се спаја са другим елементима.

Кисеоник знатно упија

Сунчево зрачење а мањим делом и Земљино зрачење. У доњим слојевима

атмосфере током године количина кисеоника се врло мало мења. Нешто више га

има лети него зими. Међутим, разлике у количини кисеоника не прелазе 0,1% па те

мање промене не могу утицати на климу. Удео кисеоника у природним условима је

сталан и није ништа већи у шумама или планинама. Већих одступања може бити

тек у затвореним просторима, гдје на повећану потрошњу кисеоника утиче дисање

људи.

3

Племенити гасови (аргон, неон, хелијум, криптон и ксенон) јесу инертни па

не учествују у атмосферским процесима.

Угљен-диоксид је врло значајан хемијски састојак атмосфере, али га

просечно има само око 0,033% (количина варира између 0,02% и 0,05%). Овај спој

је значајан за живот на Земљи и за атмосферске процесе. CO2 знатно упија Сунчево

краткоталасно, а посебно Земљино дуготаласно зрачење па стим знатно утиче на

биланс радијације, тј. на стање температуре Земљине површине и приземног слоја

ваздуха. У атмосфери га има више изнад копна него изнад мора. Највише га има у

градским, посебно индустријским подручјима (у затвореним просторијама

концентрација CO2 може порасти и на 0,1 до 0,2%). У дневном периоду највише

угљен-диоксида има ноћу (када нема асимилације CO2 у биљкама), а у годишњем

периоду највише га има зими.

Међу примесама атмосфере, чија количина за разлику од перманентних

састојака није стална, посебно значење има водена пара (гасовито стање воде).

Вода се у атмосфери јавља и у текчном и чврстом стању (тзв. хидрометеори). Удео

водене паре у атмосфери варира од 0% при врло ниским температурама (нпр. у

поларним крајевима) до 4% при високим температурама (у тропским крајевима).

Осим од температуре, количина водене паре зависи и од удаљености од извора

влаге. Количина водене паре смањује се с повећањем надморске висине, нпр. у

умереним географским ширинама при површини има око 1,3% водене паре (у

јединици обима ваздуха), на висини од 1 km удео опада на 1,01%, на 3 km на око

0,5%, док на 8 km висине водене паре има свега 0,03%. Водена пара утиче на

биланс радијације, али и на бројне друге процесе у атмосфери (настанак облака,

падавина итд.).

Смеша перманентних састојака атмосфере (суви ваздух) с воденом паром

назива се влажни ваздух или једноставно ваздух. Водена пара у знатној мери упија

Сунчево и Земљино зрачење. Аеросол, како је истакнуто, може бити природни и

вештачки, а исто тако може бити органски и неоргански. Природне честице

аеросола могу бити земаљског и космичког порекла. Честице аеросола су врло

4

малих димензија (od 0,1 um do 20 um). Број честица аеросола се смањује са

повећањем висине, али и удаљавањем од извора загадјења. Неки посебни

географски услови могу такође придонети повећању концентрације честица

аеросола (конкавни рељеф, инверзија температуре, експозиција према

преовладавајућим ветровима, који транспортују честице аеросола и др.).

2.1 Вертикална структура атмосфере

Вертикална структура атмосфере је врло сложена. Обично се по различитим

критеријима атмосфера дели на поједине сфере. Уз поделу атмосфере на

хомосферу и хетеросферу с обзиром на хемијски састав, атмосферу је могуће

поделити и у односу на термичка својства појединих делова, а исто тако и на

основу степена јонизације тј. електричне проводљивости појединих слојева

атмосфере. У географији посебно значење има подела атмосфере према

температури.

2.2 Подела атмосфере према температури

Зависно од промена температуре с висином атмосферу је могуће поделити

на тропосферу, стратосферу, мезосферу, термосферу и егзосферу и на међуслојеве

тропопаузу, стратопаузу, мезопаузу и термопаузу.

ТРОПОСФЕРА је најнижи и најгушћи слој атмосфере, а протеже се од

површине Земље до тропопаузе. У тропосфери је значајна карактеристика сталан

пад температуре са порастом висине, у просеку 0,65 °C на 100 m висине.

Температуре су на горњој граници тропосфере врло ниске (изнад полова -40 °C, а

изнад екватора -80 °C). Висина тропосфере варира од 7 до 10 km изнад полова,

5

преко 11-14 км изнад умерених географских ширина до 18-20 km изнад екватора

(дакле, висина расте од полова према екватору, и то поред ротације Земље). На

дневне промене висине тропосфере утичу и регионалне атмосферске прилике; када

је циклон (подручје ниског притиска) висина тропосфере је мања, а над

антициклоналним подручјем (с високим притиском ваздуха) висина тропосфере је

већа. Дневне разлике у висини тропосфере могу бити и до неколико километара.

Тропосферу је могуће даље поделити на: а) планетарни гранични слој (од Земљине

површине до висине од 0,5 do 1,5 km). У овом слоју значајно је деловање Земљине

површине на атмосферске процесе, поједини климатски елементи имају изразити

дневни ход. Посебно је изражено турбулентно трење на кретање ваздуха; б)

слободна тропосфера (средња и горња) у којој је утицај Земљине површине на

атмосферске процесе мање значајан. С метеоролошког и климатолошког аспекта

тропосфера има нарочито значење јер је то подручје у којему се дешавају готово

све временске појаве.

ТРОПОПАУЗА је релативно танак међуслој између тропосфере и

стратосфере. Дебљина тропопаузе варира од свега неколико стотина метара до

неколико километара. Међутим, тропосфера није континуирани слој око Земље већ

је прекинута (поларна, тропопауза умерених географских ширина и тропска

тропопауза). Тропопауза може понекад потпуно ишчезнути, а некад могу постојати

и 2 или 3 слоја тропопаузе. За разлику од тропосфере, у тропопаузи је промена

температуре са висином изузетно мала. У екваторском подручју температура

тропопаузе варира између -70 °C i -80 °C, а у умереним и поларним подручјима од -

40 °C do -60 °C. У тропопаузи су изразита вододравна кретања ваздуха, док су

вертикална кретања ваздуха врло слаба. У летњим месецима тропопауза се налази

на већим, а током зимских месеци на мањим висинама. У тропопаузи лете

савремени путнички авиони како би избегли облаке и друге метеоролошке

неугодности, које могу ометати или узроковати несигурност ваздушног саобраћаја.

6

СТРАТОСФЕРА је слој који се вертикално протеже од тропопаузе до

висина од 50 до 55 km. Доњи део стратосфере (до приближно 30-35 km висине)

назива се још и хладна стратосфера. У њој је температура ниска и незнатно се мења

с порастом висине (овај слој је изотерман). Горњи слој стратосфере је топла

стратосфера. У топлој стратосфери температура расте са висином јер у том слоју

озон упија ултраљубичасто Сунчево зрачење. У горњим слојевима стратосфере

температура ваздуха расте на око 0 °C (± 20 °C). Са стратосфером се углавном

подудара

ОЗОНОСФЕРА. Озоносфера делом може обухватити и тропосферу и

тропопаузу (тзв. тропосферски озон). Највећу концентрацију озон постиже на

висинама између 20 i 35 km (стратосферски озон). Озон упија око 4% Сунчеве

енергије која пролази кроз атмосферу, и то највише у ултраљубичастом делу

спектра. Ултраљубичасто зрачење има снажно биолошко деловање (учествује у

стварању витамина D, убија бактерије и сл.). Повећана концентрација UV зрачења

имала би негативне последице на живот организама. Научници мисле да је живот

на Земљи био могућ од тренутка када је Земља обавијена озонским омотачем.

Озона има највише у пролеће, а најмање у јесен, најмање га има изнад тропских, а

највише изнад поларних подручја. Међутим, у XX веку откривено је постојање

озонских рупа, које су управо највеће у поларним подручјима (посебно изнад

Антарктика). Постојање озонских рупа још није довољно истражено па није

утврђена ни човекова улога. Чињеница је да неке вештачки произведене ствари,

које се емитирају у атмосферу могу имати негативне учинке (нпр. фреон), али се

поставља питање димензије човековог утицаја.

СТРАТОПАУЗА је танак прелазни слој од стратосфере према мезосфери. У

стратопаузи су мале промене температуре са висином.

МЕЗОСФЕРА је слој атмосфере који се наставља на стратопаузу. Горња

граница мезосфере налази се приближно на висини од 80 km. Температура ваздуха

у мезосфери опада са висином тако да на горњој граници износи -80 °C до -90 °C.

7

МЕЗОПАУЗА је слој атмосфере између 80 и 90 km висине у коме је

температура ваздуха постојана, на око -90 °C.

ТЕРМОСФЕРА је слој који се наставља на мезопаузу, а достиже висину од

око 800 км. У термосфери температура ваздуха нагло расте; na 200 km висине већ је

900 °C, а на висини od 600 km температура ваздуха је 2 000 °C . Изузетно су велика

дневна колебања температуре, чак до 1 000 °C. Високе вредности температуре

ваздуха у термосфери последица су упијања Сунчевог зрачења у атомима

кисеоника, а мање и азота.

ТЕРМОПАУЗА је прелазни слој између термосфере и егзосфере.

ЕГЗОСФЕРА је спољни слој атмосфере, који се надовезује на термопаузу и

губи се у пространству свемира. Температура ваздуха је изузетно висока и достиже

вредности и до 4000°C. Атоми гасова су у стању плазме (плазма је стање материје

када је она потпуно јонизирана) и крећу се хаотично. У егзосфери су заробљене

честице ванземаљског порекла и настављају се кретати у орбити Земље (унутар

Земљиног магнетног поља). У егзосфери се налазе и геостационирани

метеоролошки сателити (до висине од 36 000 km).

2.3 Подела атмосфере према електричној проводљивости

Атмосферу је могуће поделити према електричној проводљивости, која

зависи од концентрације електрично набијених честица (јона и електрона).

Јонизација ваздуха последица је Сунчевог зрачења и космичких зрака. Јонизација

ваздуха може настати и као последица радиоактивног зрачења и електричног

пражњења. Концентрација електрично набијених честица нагло се повећава од

висина 50 km до 60 km па се тај слој атмосфере назива ЈОНОСФЕРА. Јоносфера се

састоји од неколико слојева (D, E и F слој) који имају велику практичну важност

8

јер апсорбују, рефлектују или пропуштају радио-таласе, а од тих својстава зависи

ефикасност телекомуникација.

1. D - слој (Kennellyjev слој) налази се између 60 km и 80 km висине. Настаје због

упијања Сунчевог ултраљубичастог зрачења па је у вези са тиме изразити дневни

ход: D - слој слаби и потпуно нестаје преко ноћи. D - слој је слабији од осталих

слојева јоносфере. Међутим, како рефлектује друге радио-таласе (а упија средње и

кратке) то утиче на чујност радио станица која је током дана осетно слабија, а

током ноћи је знатно боља јер D - слоја нема (зато се ноћу чују и неке удаљене

радио станице које се током дана не могу чути). У периодима појачаног Сунчевог

зрачења услед појачане активности на Сунцу (Сунчеве пеге; сваких 11 година)

може доћи до потпуног прекида преноса емисија које емитују радио станице на

средњим и кратким радио-таласима.

2. E - слој (Heavysideov sloj) појављује се на висинама од 90 km до 150 km, а

настаје услед упијања X зрачења. Такође нестаје ноћу. Јако рефлектује радио-

таласе са изузетком УКВ (ултракратког) подручја.

3. F - слој (Appletonov слој) налази се на висинама између 180 и 350 km. Настаје

због упијања UV i X zračenja. У њему превладавају катјони (позитивно

наелектрисани јони). Када је Сунчево зрачење изразеније (лети, дању) раздваја се

на два слоја, F1 с мањом и F2 са већом концентрацијом катјона.

На великим висинама, изнад 400 km, кретања наелектрисаних честица постају

изражено наглашена, и то под знатним утицајем Земљиног магнетског поља (у

смеру магнетских честица). Изнад 1 000 km висине, у магнетосфери, кретање

јонизованих честица је одређено искључиво магнетним пољем Земље. У том су

подручју изражени Van Allenovi појасеви зрачења (унуутрашњи и спољни) унутар

којих је изражена концентрација јонизованих честица. Тај појас Земљиног зрачења

дебео је 9 - 12 Земљиног радијуса (просечна вредност Земљиног радијуса је 6 371

km).

У вишим географским ширинама на великим висинама (изнад 100 km) појављује се

поларна светлост (аурора бореалис и аурора аустралис) као последица деловања

Земљиног магнетског поља на Сунчев спектар (тзв. корпускуларна енергија Сунца;

од лат. цорпусцулум = ситна честица).

9

2.4 Вертикална расподела притиска и густине ваздуха

Услед дејства Земљиног гравитационог поља, атмосфера врши притисак на

Земљину површину. Тај притисак се дефинише као притисак који потиче од тежине

атмосферског стуба по јединици површине. Неки средњи атмосферски притисак

могао би бити доста близу вредности од MAgo/4pRE, где је са МА означена укупна

маса атмосфере (5,16- 1018 kg); са го је означено средње убрзање Земљине теже

(9,8 m s-2), док РЕ представља средњи полупречник Земље (6,37- 106 m). Заменом

ових нумеричких вредности у наведени израз долази се до вредности од 105 Па

што педставља средњи атмосферски притисак.

Промена густине и притиска је много већа у вертикалном него у

хоризонталном правцу. До висине од око 100 km, атмосферски притисак и густина

се мењају у границама од око 30% у односу на вредности унутар стандардне

атмосфере. У стандардној атмосфери притисак и густина с висином опадају по

експоненцијалном закону тако да за њих приближно важе следеће две релације

p(z) = p(0)exp(-z/H) (1.1)

и

p(z) = p(0)exp(-z / H) (1.2)

где уведене ознаке имају следећа значења: p(z) и r(z) су атмосферски притисак и

густина на висини z, док су p(0) и r(0) њихове вредности на нивоу мора; H је тзв

размер висине. Овај размер има приближну вредност од око 7 km.

На крају, сликовитости ради, истакнимо и следеће. Димензије атмосфере, у

односу на Земљу, су мале. Она чини један танак слој, али слој у коме је испод 500

mb нивоа (коме у првој апроксимацији одговара висина од 5,5 km) смештена

половина масе атмосфере, док је у слоју од 30 km смештено 99% масе.

Расподела гасова у атмосфери је условљена с два процеса: молекуларном

дифузијом и мешањем које је последица кретања флуида.

10

Дифузија условљена молекуларним кретањем тежи да образује атмосферу у

којој би се средња молекуларна тежина смеше гасова постепено смањивала до

висине на којој би били присутни само гасови као што су водоник и хелијум. То

практично значи да се свака гасна смеша у атмосфери понаша као да је она сама

присутна. Сагласно изразу (1.2) густина сваког гаса експоненцијално опада с

висином али са различитим размером висине H. Густина тежих гасова опада брже

него што је то случај са лакшим гасовима с размером висине који је обрнуто

пропорционалан молекулској тежини.

2.5 Честице у атмосфери

Честице у атмосфери су дефинисане као свака чврста или течна

диспергована материја код које су агрегати већи од 0,0002 микрометра а мањи од

500 микрометара у пречнику. Па зависно од величине, честице присутне у

атмосфери сврставају се у две групе:

- таложне материје чији је пречник честица већи од 10 микрометара и

- честице у суспензији ( аеросоли ) чији је пречник честица мањи од 10

микрометара.

Брзина таложења честица из атмосфере зависи од њихове величине и

специфичне тежине. Брзина таложења честица расте са порастом величине и

специфичне тежине честице.

2.5.1 Аеросоли

Аеросоли су ситне честице у чврстом (нпр. дим) или течном стању које лебде

у ваздуху. Реда су величине од 10 нанометара па до 100 микрометара. Ове

димензије показују да аеросоли могу бити величине неколико молекула па све до

већих честица које ваздух не може да носи.

11

Неке аеросоли настају природно, потичу од вулканских ерупција, пешчаних

олуја, шумских пожара,разних биљака и морског распрскавања. Људске

активности, као што је ложење фосилних горива такође генерише аеросоли.

Просечно гледано Антропогене аеросоили (аеросоли које створи човек својим

активностима) заузимају 10% од укупне количине аеросоли у атмосфери.

2.5.2 Природни аеросоли

Природни аеросоли као и што сама реч каже настају природним путем без

икаквог удела човека. Настају приликом разних природних непогода као што су

лавине,вулкани,... Емисијама које су последица вулканских ерупција убацују се

огромне количине честица и гасова у атмосферу.

Ове честице се путем ваздушних струјања разносе на велике удаљености и

на глобалном нивоу могу делимично смањити доток сунчевог зрачења до земљине

површине. Током година после ерупције вулкана Моунт Тамбора (Индонезија,

1915.) глобалне температуре су опале за око 3°C. Тако је наредна година после

ерупције у Европи била позната као година без лета. Ерупција вулкана Моунт

Пинатубо (Филипини, 1991.) унела је у атмосферу огромни облак вулканске

прашине и гасова на висину од 35 километара. Висински ветрови су за 22 дана

пренели облак око целе планете и проузроковали смањење упадног Сунчевог

зрачења на врху атмосфере за 2.5 W/m2, што је еквивалентно глобалном захлађењу

од најмање 0.5 do 0.7°C. Свака промена упадног Сунчевог зрачења утиче на

регуларност, облик и географску локацију узлазних и силазних атмосферских

струјања, што мења преовлађујуце одлике климе. Поред утицаја на радијациони

биланс, вулканске ерупције доприносе и слабљењу стратосферског озонског слоја.

Ипак, овакве промене условљене вулканским ерупцијама нису дуготрајне. Велики

волумени вулканског пепела могу такође имати врло неповољне последице али и

глобалне уколико велике количине доспеју у атмосферу и промене Земљин

албедо(Тамбора1815. (30 km3) или Кракатау1883 -18 km3).

12

Занимљив случај је забележен на југоисточном делу Исланда.Од маја 1783.

до марта 1784. близу Моунт Лаке дошло је до отварања пукотине и стварања

експлозија кратера у дужини од 25 km.У неколико месеци на површину се излило

око 12 km3 базалтске лаве што је највећа ерупција тог типа у последњем времену.

Ослобођени гасови CO2, SO2 уништили су вегетацију што је довело до највеће

глади на Исланду икад забеежене. Истовремено је дошло до значајне промене

климе у Европи али и шире на северној полулопти. Посебна је била боја неба у

зору и сумрак, необична стална измаглица, а лето 1783. било је необично топло.

Зима 1783./84. била је посебно оштра у Еуропи.

Вулканска прашина и капљице H2SO4(аеросоли) узрокоју су појачану

рефлексију и смањење температуре на Земљи. Посебан проблем може направити

смеса вулканског пепела и воде, стварајући вулкански муљни ток који може

уништавати све пред собом. Опаснији, облик пирокластичног тока је стварање

смесе врућих гасова (до 1000°C + отровни) и ситног пепела познат под именом

ужарени облак који се може спуштати низ вулканску падину брзином и до 100

km/h.

2.5.3 Антропогени аеросоли

Атмосферске концентрације кључних гасова стаклене баште антрпогеног

порекла, као што су угљендиоксид (CO2), метан (CH4), азотсубоксид (N2O) и

тропосферски озон (O3), непрекидно су расле током целог 20. века. Изузетак је

фреон ција је концентрација стабилизована после 1990. године. Промене

атмосферских концентрација гасова стаклене баште су углавном последица

сагоревања фосилних горива и измењених услова и намена коришћења земљишта.

Концентрације CO2 су порасле од 280 ppm, у преиндустријском добу, до 370 ppm,

колико и данас износе. Процењује се да ће, пратећи садашње трендове, ове

концентрације CO2 бити измедју 540 i 970 ppm крајем 21. века. Процене говоре

да се 50% ових гасова у атмосфери задржава измедју 50 и 200 година, док друга

половина буде апсорбована у океанима, земљишту и вегетацији.

13

2.5.4 Једињења која се појављују у атмосфери као загађивачи у виду аеросоли

Велики број једињења, гасова, течних и чврстих честица се појављују у атмосфери као загађивачи(полутанти). Уобичајени полутанти у урбаним срединама су:- оксиди сумпора,- оксиди азота,- угљен-моноксид и угљен-диоксид,- фотохемијски оксиданси и- угљоводоници.

Специфични полутанти се могу појавити емисијом из разних индустријских процеса.То могу бити:- тешки метали,- испарљива органска једињења,- хлор, флуориди, азбест, ароматски и хлорисани угљоводоници и др.

Закључак

14

Као што је наведено у претходном тексту, планета Земља је скоро савршена

лопта која се креће око Сунца. Она је обавијена гасовитим омотачем званим

атмосфера. Формирала се пре много милијарди година. Штити нас од Сунца и

садржи ваздух који удишемо. Без ње не би било живота. У њој се дешавају многи

процеси и појаве који су од изузетног значаја за живот на Земљи - загревање и

хлађење ваздуха, ветрови, стварање облака, падавине...

Све је веће загађивање атмосфере што доводи до трајних последица по људе

и живи свет на нашој планети, па је неминовно да се човеков став знатно промени а

са циљем очувања и одрживости планете. Постоје многе теорије и одржани су

многи глобални самити и скупови на којима се предлагало и дошло до неких

планова према којима се човечанство треба кретати у одрживом смислу али

политике најразвијених земаља чије привреде су и највећа претња, супростављају

се тим актима зарад њиховог већег економског добитка и раста што у великој мери

отежава начела одрживог развоја која су јасно изнета у документу Агенда 21, који

излаже план акција које треба спровести у 21. веку а зарад очувања планете и

живота на њој

15

Вежба:

Поступци узорковања ваздуха и мерење физичких карактеристика ваздуха

Анализа загађујућих супстанци ваздуха може се вршити узимањем узорака и

мерењем лабораторијским анализама. Анализа директно на терену може се вршити

у затвореном просторуили на отвореном, било да се ради о емисији или имисији

загађујућих супстнци у ваздуху.

Технике директне анализе могу се сврстати у следеће начине мерења:

електроаналичка детекција, инфрацрвена анализа, индикаторске цеви и

фотоакустично одређивање загађујућих материја.

- Електроаналитичко одређивање заснива се на промени

електропроводљивости у зависности од промене концентрације појединих

гасних компоненти ваздуха.

- Инфрацрвено мерење заснива се на молекулској апсорпцији инфрацрвеног

(ИР) зрачења погодне таласне дужине. Апсорбовани таласи ИР зрака су

директно пропорционални измереној концентрацији ( Бер – Ламберов

закон).

- Фотоакустична детекција загађења врши се протоком ваздуха кроз мерну

комору у којој се континуално уводе светлосни и звучни таласи из

инфрацрвеног извора, пролазе преко параболичног огледала, кроз

механичку елипсу, оптички филтер и апсорбују се у комори емитујући

топлоту која проузрокује промену притиска. Варијације притиска које

детектују микрофони упоређују се са фреквенцијом механичке елисе.

Сигнали са микрофона пропорцијални су концентрацији гаса који се

директно процесира и приказује као концентрација. Индикаторске цеви се

заснивају на хемијској реакцији загађивача и хемикалије у цеви, која

проузрокује промену боје. Постоје различити сензори за директну анализу

на терену. Сензори су повезани за уређаје за директно очитавање

концентрације загађујућих материја у ваздуху.

16

Када нема услова за директно мерење концентрације на терену, мора се

извршити узимање узорка емисије или имисије загађујућих супстанци, или у

затвореним просторијама ( фабричке хале, канцеларије, рудничке јаме, специјални

услови, под повишеним притиском и температуром итд.

Узимање узорака ваздуха врши се на мерним местима имисије која нису

директно изложена утицају извора загађења ваздуха на висини од 1,5 m до 10 m од

нивоа тла.

На извору емисије штетних и опасних супстанци у ваздуху обезбеђују се мерна

места за безбедно мерење емисије и узимање узорака и одговарајући простор за

смештај мерне опреме.

Фото прилози:

17

Слика 1 Слојеви атмосфере

18

Слика 2 Процентуални садржај атмосферских гасова

19

Литература:

1. www.google.rs

2. Др Јован Дјуковић, Хемија атмосфере, Београд

3. Снежана Шербула, Загађивање и заштита ваздуха, Завод за уџбенике и наставна средства, Београд

20