Aerosolul atmosferic - Sursele de aerosol atmosferic

Aerosolul atmosferic

1 Constituentii gazosi ai atmosferei

Particulele solide si lichide din atmosfera Pamantului influenteaza in permanenta viata. Ele controleaza vizibilitatea in aer, intensitatea radiatiei solare care atinge suprafata Pamantului, precum si proprietatile electrice, magnetice si radioactive ale mediului atmosferic. Aceste particule joaca de asemenea un rol foarte important in reglarea ciclului apei in natura.

Dupa timpul lor de viata constituentii gazosi ai atmosferei se pot imparti astfel:

a)    constituenti cvasi-constanti (QC) al caror timp de viata este de ordinul miilor de ani (N₂, O₂, He, Ne, Ar, Kr, Xe);

b)   constituenti care variaza lent (VL) al caror timp de viata este de cateva luni pana la cativa ani (CH₄, O₃, N₂O, CO₂, CO, H₂);

c)    constituenti care variaza rapid (VR) al caror timp de viata este de cateva zile sau mai putin (SO₂, H₂S, NO, NO₂, NH₃).

Aerosolul reprezinta sistemul care contine particule lichide sau solide suspendate intr-un gaz. Daca gazul este aerul atmosferic atunci aerosolul se numeste aerosol atmosferic. In aceasta suspensie gazoasa se obisnuieste sa se includa alaturi de particulele solide, toate particulele lichide, cu exceptia hidrometeorilor (adica picaturi de ploaie si cristale de gheata).

In stratul limita atmosferic, numit din acest punct de vedere si omosfera, compozitia atmosferei este relativ uniforma. In atmosfera libera, adica in ionosfera, compozitia atmosferei incepe sa varieze puternic datorita separarii gravitationale a constituentilor ei si datorita radiatiei solare care disociaza unii constituenti si stimuleaza formarea altora. Din acest punct de vedere aceasta parte a atmosferei se mai numeste si eterosfera.

2 Sursele de aerosol atmosferic

Particulele de aerosol atmosferic au dimensiuni variate; de la dimensiunea catorva molecule pana la particule cu diametrul mai mare de 100 µm. Din acest punct de vedere, aerosolul atmosferic se poate imparti in trei grupe dimensionale, impartire in acord si cu tehnicile de masurare:

a)    particule Aitken (detectate cu ajutorul detectorului de particule Aitken);

b)   particule cu: ;

c)    particule mari: ;

d)   particule gigante: .

In afara de contributia neinsemnata a meteoritilor si a polenului, particulele de aerosol sunt rezultatul a doua procese de baza:

dezintegrarea si dispersia de materiale de la suprafata Pamantului

de la suprafata uscatului,

de la suprafata oceanului planetar

reactiile chimice si condensarea gazelor si a vaporilor din atmosfera

2.1 Formarea particulelor de aerosol atmosferic prin dezintegrarea si dispersia la suprafata uscatului. Suprafata uscatului elibereaza in atmosfera particule de la surse naturale si antropice. Cele mai multe particule sunt produse prin actiune vulcanica.

Aerosolul biologic (polenul, sporii) este imprastiat prin miscarea aerului. Dimensiunile acestor particule sunt intre 3 si 150 . Importante cantitati de astfel de particule sunt eliberate de padurile tropicale.

O mare parte din suprafata Pamantului este acoperita de roci si sol lipsit de vegetatie. Aceasta elibereaza particule de compusii de silicat care sunt dezintegrate chimic si mecanic prin actiunea cumulata a vantului, apei, variatiilor de temperatura si unele gaze: O₂, CO₂. diametrele acestor particule sunt mai mari de 0,1 . Silicatul astfel eliberat este transportat in sus prin miscarile aerului. Un exemplu bine cunoscut si vizibil pentru acest proces este formarea norilor de praf emisi din desertul Sahara si identificati in aer deasupra Atlanticului, Pacificului si Oceanului Indian. Praful saharian s-a gasit in atmosfera mai ales intre 1,5 si 3,7 km. Razele acestor particule au dimensiuni tipice, cuprinse intre 0,3 si 20 .

Mecanismul prin care particule de sol, minerale sau nisip sunt purtate de aer, nu este usor de explicat. Principala dificultate in a explica acest mecanism este descresterea vitezei vantului cu inaltimea. Este necesara o stare de turbulenta in atmosfera care sa determine erodarea suprafetelor fie direct, fie ca rezultat al bombardamentului cu particule care sunt in miscare. Acest ultim proces se numeste saltatie. Viteza vantului necesara pentru saltatie este functie de dimensiunea particulelor. Daca particulele au fost antrenate prin ridicare aerodinamica in straturile de aer invecinate solului, distributia lor dimensionala cu inaltimea este determinata de actiunea fortei gravitationale si a curentilor verticali de aer.

Particulele emise de vulcani sunt rezultatul atat al mecanismelor de dezintegrare mecanica cat si al conversiei gaz-particula. Vulcanii sunt surse importante de aerosol cu dimensiuni pana la 100 mai ales pentru troposfera si stratosfera.

Particulele expulzate in atmosfera prin procese industriale sunt de asemenea rezultatul atat al mecanismelor de dezintegrare mecanica cat si al conversiei gaz-particula. Particulele de Na₂SO₄, NH₄, HSO₃, Ca(HSO₃)₂, NaOH, Na₂SO₃ si H₂SO₄ au dimensiuni de la submicroni pana la sute de microni si cantitati importante de astfel de particule au fost evidentiate in atmosfera.

2.2 Formarea particulelor de aerosol atmosferic prin dezintegrarea si dispersia la suprafata oceanului. Oceanul este o sursa importanta de aerosoli. Particulele de aerosoli marin se obtin astfel:

a)    direct din spuma valurilor cand vantul sufla deasupra oceanului. Picaturile de apa desprinse se evapora si formeaza particule de sare marina (NaCl);

b)   prin explozia bulelor de gaz care ating suprafata apei

Particulele produse in acest fel sunt compuse in cea mai mare parte din NaCl, reflectand astfel compozitia apei de mare. Printre alte substante, apa de mare contine sulfati, dar si CO^2-, K⁺, Mg²⁺ si Ca²⁺. Compozitia chimica a particulelor de apa marina este diferita de compozitia apei oceanice. Dupa formare aceste particule pot sa-si modifice compozitia ca rezultat al reactiilor cu gazele din atmosfera si coagularii cu alte particule de aerosol din atmosfera.

Viteza de formare a bulelor creste cu cresterea vitezei vantului. Spargerea valurilor determina spuma (sprayul marin), dupa care picaturile se evapora formandu-se particulele de aerosol (NaCl). Cele mai mici particule de sare () pot fi obtinute din bule a caror formare este independenta de viteza vantului. Numarul de particule de aerosol produse prin spargerea bulelor de gaz creste cu cresterea dimensiunii bulelor. O bula cu dimensiunea de cativa milimetri formeaza cateva sute de particule prin spargere.

Particulele de aerosol marin sunt transportate la nivele inalte si deasupra continentelor datorita deplasarii maselor de aer. Presupunand ca in medie o particula de sare marina in aer are o masa de se poate estima ca intr-un an se produc de particule de sare marina. Observatiile au aratat ca suprafata oceanului este o sursa nu numai de saruri anorganice ci si organice.

2.3 Formarea particulelor de aerosol atmosferic prin reactii chimice si condensarea vaporilor. Particulele formate la suprafata oceanului si uscatului au in general raze mai mari decat . Aceasta inseamna ca particulele Aitken sunt produse prin alte mecanisme, ca de exemplu condensarea vaporilor, precedata in cele mai multe cazuri de reactii chimice ale gazelor. Aceste reactii sunt in general initiate de procese fotochimice.

Printr-o serie de masuratori s-a observat ca iarna concentratia particulelor Aitken este mai mica decat vara, respectiv in timpul zilei s-au detectat mai multe particule decat noaptea. Aceasta ultima constatare intareste ideea ca particulele cu raze mai mici decat sunt produse prin reactii fotochimice.

Un exemplu de formare a particulelor de aerosol in atmosfera il reprezinta obtinerea de particule de sulfati si azotati din precursori gazosi. In aerul continental aceste particule provin din dioxizi de sulf si oxizi de azot emisi in atmosfera, in principal, din diferite surse de poluare, in special prin arderea combustibililor fosili. Cercetari au aratat ca dimetil sulfura (DMS) de origine oceanica joaca un rol important in formarea particulelor de sulfati;

sulfati marini

Emisia de DMS este rezultatul variatiei temperaturii, actiunii luminii, dar si al proceselor microbiologice din ocean. Lucrari recente demonstreaza ca principalul gaz emis de plantele de pe Pamant este DMS. Emisia oceanica de DMS este de 1 Tmol/an, in timp ce emisia maxima pe continent este de 0,1 Tmol/an. In atmosfera o parte din moleculele de DMS sunt convertite in SO₂, respectiv in sulfati. O alta parte de molecule DMS produce acid metanosulfuric si numerosi alti compusi. Reactiile sunt initiate de radicalii OH si NO₃. combinarea O₂ si N₂ la temperaturi inalte produsa prin actiunea luminii constituie principala sursa globala a nitrogenului care constituie precursori gazosi.

Stratul de aerosol sulfat din stratosfera este format in special datorita gazelor de tipul SO₂ eliberate in atmosfera in timpul eruptiilor vulcanice, decat prin efecte biologice:

care in prezenta vaporilor de apa si a oxigenului molecular se transforma in sulfat de amoniu :

In mediul natural formarea de particule aerosol se datoreaza eliberarii de hidrocarburi naturale de la vegetatie. Astfel, padurile, iarba, culturile au rol insemnat in acest proces, constituind surse de aerosol.

In mediul urban si industrial racirea vaporilor care au presiuni de saturatie redusa, realizata in timpul combustiei, produce o cantitate mare de particule de aerosol, compusa in principal din materiale carbonice.

Un caz special de producere a aerosolului prin conversia gaz-particula il reprezinta transformarea ireversibila a gazelor in prezenta particulelor de nor si ceata. Un exemplu in acest sens este formarea sulfatului din dioxidul de sulf gazos absorbit de elementele de nor si ceata.

Pe baza masuratorilor efectuate din avion, a fost estimata viteza de formare a particulelor Aitken in troposfera; intr-o coloana de aer cu aria bazei de 1 cm³ se formeaza in fiecare secunda circa particule. O patrime din aceasta cantitate este rezultatul activitatii umane.

Timpul de viata si concentratia particulelor de aerosol in atmosfera sunt mult mai dificil de estimat decat pentru constituentii gazosi din atmosfera. Aceasta, deoarece particulele de aerosol, in special cele mai mici, sunt intr-o continua schimbare in dimensiune si structura, pierzandu-si astfel identitatea. Drept urmare, termenul de timp de viata nu se aplica particulelor individuale de aerosol, ci mai degraba global, tuturor particulelor aflate in suspensie Se poate aplica de asemenea la anumite substante in suspensie in aer ca, de exemplu, particulelor de silicati sau particulelor de sare marina.

Estimarile pentru timpii de viata facute inainte si dupa 1970 sunt prezentate in urmatorul tabel:

Se poate observa ca datele mai recente tind catre valori mai mici fata de cele estimate inainte de 1970. In plus, timpul de viata al particulelor de aerosol creste cu inaltimea in atmosfera; de la cateva zile in troposfera joasa la cateva saptamani in troposfera superioara, luni si chiar ani in stratosfera.

Timpul de viata al sarii marine in atmosfera este de interes fizic, in special in fizica norilor, deoarece aceste particule joaca un rol important in formarea picaturilor din nori.

3 Proprietatile fizice si chimice ale aerosolului atmosferic

Aerosolul din troposfera joaca un rol important in controlul mai multor procese atmosferice, dintre care formarea norilor si transferul radiativ sunt deosebit de importante. Aerosolul este implicat in aceste procese in mod direct prin reflexia si absorbtia radiatiei solare, iar indirect prin modificarea proprietatilor optice si a duratei de viata a norilor.

O caracteristica fizica esentiala a particulelor de aerosol este concentratia lor. Aceasta poate fi caracterizata in doua moduri:

- prin numarul de particule din unitatea de volum gazos,

- prin raportul de amestec, adica masa de aerosol raportata la masa totala de aer.

Deoarece dimensiunile particulelor variaza intr-un domeniu foarte larg, pentru caracterizarea aerosolului este necesara si cunoasterea distributiei dimensionale a particulelor de aerosol.

3.1 Concentratia particulelor de aerosol atmosferic. Masurand concentratia particulelor de aerosol s-a observat ca majoritatea particulelor sunt de origine continentala, activitatea umana reprezentand o sursa importanta de aerosol (aerosol antropic).

In aerul atmosferic al emisferei sudice, concentratia particulelor Aitken de aerosol este destul de omogena, cu exceptia iernii australe, numarul de particule este in jur de 200-300 cm^-3, in timp ce in emisfera nordica situatia este mult mai complicata din cauza surselor antropice de poluare. Deasupra Oceanului Atlantic de nord concentratia particulelor Aitken este in medie de 600 cm^-3, in timp ce aerul oceanic curat din Emisfera Sudica s-a detectat o concentratie medie mult mai mica, de aproximativ 400 cm^-3. deasupra Antarcticii, iarna concentratia este mai mica decat 50 cm^-3.

Prelucrarea datelor pe verticala arata ca, in medie, concentratia particulelor Aitken de aerosol la o altitudine de 900 m este un sfert din valoarea sa la nivelul solului si ca la inaltimi de peste 300-4000 m, concentratia particulelor devine constanta.

In contrast cu variatia pe verticala a concentratiei particulelor Aitken, concentratia particulelor mari descreste in troposfera pana la un minim cuprins intre 0,01 si 0,02 cm^-3. In stratosfera inferioara concentratia particulelor mari creste cu inaltimea atingand un maxim de 0,05-0,2 cm^-3 intre 15 si 25 km. Acest strat de aerosol, numit strat Junge, prezinta o concentratie dependenta de latitudinea geografica, dar si de sezon, cele mai ridicate concentratii sunt prezente in timpul lunilor de iarna, in timp ce, in timpul verii, concentratiile sunt cele mai coborate. La ecuator si in apropierea lui stratul Junge se afla la o inaltime de circa 24 km, iar deasupra polilor la o inaltime de 17 km, ca urmare a inaltimii diferite a tropopauzei.

In troposfera, in primii kilometri de deasupra continentelor, aerosolul prezinta o descrestere exponentiala, figura 1.

3.2 Distributia dimensionala a particulelor de aerosol atmosferic. Intrucat dimensiunile particulelor de aerosol acopera mai multe ordine de marime, concentratia nu este suficienta ca sa caracterizeze particulele de aerosol. Pentru o caracterizare mai completa a aerosolului atmosferic trebuie sa se foloseasca si distributia dimensionala a particulelor de aerosol.

Distributia dimensionala a particulelor de aerosol poate fi exprimata in mai multe moduri; dupa raza, dupa suprafata, volumul sau masa particulelor de aerosol. Desigur, se poate trece de la functia de distributie dupa volum la cea dupa raza sau functia de distributie dupa masa. In trecerea de la o functie de distributie la alta se presupune ca particulele de aerosol sunt sferice.

Daca razele particulelor de aerosol sunt mai mici decat miscarea browniana este semnificativa. Aceasta miscare intamplatoare a particulelor de aerosol este rezultatul fluctuatiilor datorita ciocnirilor cu moleculelor de gaz atmosferic.

3.3. Depunerea uscata. Cu exceptia evadarii in spatiu a unei cantitati de hidrogen (care este echilibrata de intrarea protonilor solari) dupa un anumit interval de timp (timpul de viata) particulele din atmosfera parasesc atmosfera prin depunere la suprafata Pamantului. Depunerea uscata reprezinta transferul aerodinamic al gazelor si particulelor de aerosol de la aer la suprafata Pamantului si sedimentarea gravitationala a particulelor.

Transferul gazelor si particulelor fine in directia suprafetei Pamantului este dependent de fenomenul de difuzie, in timp ce particulele mici sunt transferat sub efectul miscarii browniane. Sedimentarea particulelor de aerosol gigant este rezultatul actiunii campului gravitational.

Cresterea concentratiei diferitilor componenti in aer prin activitatea umana modifica cantitatea si calitatea depunerilor atmosferice.

Depunerea uscata reprezinta un proces de pierdere a particulelor atmosferice si in acelasi timp un proces de transport al acestor particule catre ecosistemele terestre si acvatice, alterand astfel procesele legate de viata plantelor si a animalelor.

In tabelul urmator sunt prezentate cantitatile maxim posibile ale depunerilor diferitelor tipuri de gaze:

Daca se dau doua valori, prima se refera la aerul oceanic, iar cea de-a doua la aerul continental.

Se observa ca gazele care determina aciditatea depunerii (SO₂, NO₂, HNO₃, NH₃) se depun destul de repede din aer, in comparatie cu metanul si oxidul de carbon.

Pentru particulele de aerosol vitezele de depunere uscata a cresc cu descresterea dimensiunii lor in domeniul in care miscarea browniana devine importanta. Particulele de aerosol din troposfera, in principal de sulfat de amoniu si azotati, avand diametrul in domeniul , au viteza de depunere uscata nu mai mare decat 0,1 cm/s. Deoarece, in medie, viteza de depunere este de 0,03 cm/s si tinand cont de concentratia aproximativa din atmosfera pentru aerul troposferic nepoluat, se arata ca depunerea uscata a particulelor fine poate fi neglijata la o scara mai mare comparata cu aceea a gazelor precursoare. Depunerile uscate reduse arata, de asemenea, ca fluxul vertical al particulelor fine poate fi controlat prin procesele de indepartare umeda.

Depunerile uscate sunt, insa, semnificative in cazul particulelor gigant. Depunerea particulelor de praf care isi au originea in desertul Asiatic si in Sahara pot fi importante in conditii de vreme favorabile chiar departe de aceste surse. In Oceanul Pacific Central de Nord particulele de praf in domeniul dimensional de la 2 la 4,4 µm, de la 4,4 la 8 µm si de la 8 la 15 µm au viteze de depunere de 0,3, 1,2 si 2,6 cm/s. Datorita activitatilor umane in zonele semiaride (arderea vegetatiei, pasunilor) care conduc la desertificare, datorita vantului care transporta praful in atmosfera, depunerile uscate se vor intensifica in viitor.

3.4 Compozitia chimica a aerosolului troposferic. Rezulta din interactia proceselor dinamice si a mecanismelor de formare a aerosolului. De aceea particulele sunt adesea compuse din mai multe substante, compozitia lor variind in functie de timp si de loc. In general natura particulelor este complicata, in particular este functie si de poluarea locala.

Aerosolul troposferic este compus din doua tipuri particule:

particule higroscopice, care actioneaza ca nuclee pentru condensarea vaporilor de apa;

particule nehigroscopice, care sunt componente relativ pasive ale aerosolului.

Particulele higroscopice sunt, in principal, compuse din sare marina, azotati si sulfati. Ele sunt responsabile de modificarea umiditatii relative, absorbind si eliberand vapori de apa.

Prin masuratori in aerosolul din stratosfera s-a constatat existenta a cel putin trei factori care controleaza concentratia de aerosol: eruptiile vulcanice, norii stratosferici polari si norii de deasupra tropopauzei tropicale. Concentratia de fond este constituita din particule din particule de acid sulfuric. La temperaturi stratosferice normale, aerosolul este format din particule de solutii supraracite de H₂SO₄^.H₂O.

Sursa primara de aerosol atmosferic este reprezentata de eruptiile vulcanice. Acestea sunt destul de puternice ca sa injecteze SO₂ (uneori H₂S) in stratosfera. Dupa o eruptie si dupa conversia acidului sulfuric gazos in aerosol de acid sulfuric, concentratia acestuia din urma scade la jumatate in timp de la 6 la 9 luni, desi se pare ca aceasta scadere variaza cu latitudinea si altitudinea.

Surse potentiale ale componentei de fond a aerosolului stratosferic includ, pe langa emisiile de SO₂ de la vulcani, sulfurile de carbon din oceane si diferite surse antropice care includ emisiile industriale si de la avioanele cu reactie.

Incarcarea cu aerosol stratosferic a fost in 1979 de aproximativ 0,5 Tg de sulfati, reprezentativa pentru conditiile de fond. In prezent, starea aerosolului este intensificata datorita eruptiei in iunie 1992 a vulcanului Pinatubo care a produs aerosol in stratosfera de ordinul 30 Tg, aproape de trei ori mai mult decat a produs eruptia vulcanului El Chichon in 1982. Perturbatia produsa de eruptia vulcanului Pinatubo pare sa fie cea mai mare din acest secol, poate cea mai mare din 1883 cand a avut loc eruptia vulcanului Krakatoa.

Domeniul dimensional al aerosolului stratosferic se intinde de la sutimi de micrometrii la micrometrii, existand o oarecare variabilitate, indeosebi dupa eruptiile vulcanice, activitatea vulcanica reprezentand cel mai important factor care controleaza ciclul aerosolul in stratosfera, avand in acest fel o influenta serioasa asupra climatului.

4 Interactia aerosolului cu apa

Procesele fizice in care este implicat aerosolul atmosferic duc in mare parte la indepartarea lui din atmosfera. Daca in aceste procese nu intervin particule de nor (ceata) sau de precipitatii, ele se numesc procese de indepartare uscata.

Daca particulele de aerosol interactioneaza cu particule de nor, cristale de gheata sau cu precipitatii solide sau lichide, procesele se numesc procese de indepartare umeda. Prin astfel de procese particulele de aerosol se ataseaza sau sunt captate de hidrometeorii din atmosfera ca apoi sa cada sub forma de precipitatii la sol (depunere umeda). In acest context particulele de aerosol sunt numite deseori nuclee de condensare sau pur si simplu nuclee, deoarece toate aceste particule pot actiona ca nuclee pentru condensarea vaporilor de apa, indiferent de proprietatile lor fizice si chimice. Activarea particulelor de aerosol ca nuclee de condensare depinde de starea de saturatie a vaporilor de apa din aerul atmosferic, dar si de masa si compozitia chimica a componentei particulei solubila in apa.

Deoarece in atmosfera valorile umiditatii relative sunt sub 100%, ar trebui ca numai particulele mari si gigant sa devina particule active adica nuclee de condensare, in timp ce particulele Aitken ar ramane inactive.

Totusi, domeniul de separare dimensionala a particulelor active de cele inactive nu este prea ingust, ci variaza considerabil in functie de conditiile de mediu. Astfel, cand umiditatea relativa creste, particulele de aerosol isi schimba treptat dimensiunea si alte proprietati fizice, devenind nuclee de condensare, drept urmare pot sa creasca formand particule de nor sau ceata, sau chiar cristale de gheata.

Particulele de aerosol atmosferic sunt fie particule uscate insolubile in apa, fie picaturi de solutie apoasa. Cel mai mult insa particulele sunt un amestec de materiale solubile si insolubile (particule mixte), compozitia lor variaza cu locul geografic si structura maselor de aer. Insa cea mai importanta caracteristica a particulelor mixte de aerosol o reprezinta variatia dimensiunii in functie de umiditatea relativa din mediu. In figura 2 este prezentata trecerea
particulei uscate de aerosol in particula activa, odata cu cresterea umiditatii din mediu.

Intrucat saturatia este diferita pentru saruri diferite, partea solubila se dizolva treptat cu cresterea umiditatii relative, figura 2 b). La umiditati relative mari toata substanta solubila in apa se va dizolva, figura 2 c). Nucleele formate pe particule de aerosol mari consuma cantitati mari de vapori de apa prin cresterea lor prin condensare si determina scaderea valorilor maxime ale saturatiei. In consecinta, concentratia totala de nuclee descreste cu toate ca nucleele mici (Aitken) se activeaza foarte greu.

Deci, o astfel de particula de aerosol creste pana cand atinge o dimensiune pentru care suprasaturatia ei este mai mica decat umiditatea relativa din mediu, devenind astfel o picatura de nor sau ceata.

Pentru un anumit loc concentratia de nuclee de condensare variaza in timp cu cateva ordine de marime, depinzand de apropierea surselor de aerosol si de factorii meteorologici, ca de exemplu: directia vantului, tipul maselor de aer, precipitatii si cresterea sau descresterea nebulozitatii. In plus, concentratia de nuclee are un maxim dupa amiaza si altul seara tarziu. In general, concentratia de nuclee de condensare in masele de aer maritim si maritim modificat, care au stationat deasupra uscatului mai putin de doua zile , foarte rar depaseste 100 cm^-3, in timp ce concentratii de peste 10³ cm^-3 s-au determinat in aerul care a stationat deasupra continentului mai multe zile.

Desi concentratiile de nuclee de condensare tind adesea sa fie mari in aerul de deasupra zonelor urbane, o concentratie totala mare de particule de aerosol nu implica in mod obligatoriu un numar mare de nuclee de condensare, dupa cum se poate vedea din tabelul alaturat:

Din acest tabel se constata ca in aerul de deasupra uscatului numai o parte foarte mica din numarul total de particule de aerosol se poate transforma in nuclee de condensare la o suprasaturatie de 1%.

Din masuratorile facute in aerul continental de deasupra zonei Colorado si in aerul maritim de deasupra Marii Caraibe cat si in aerul continental de deasupra Arizonei si Floridei, deasupra Pacificului si peninsulei Alaska s-a observat ca, in general, concentratiile de nuclee de condensare descresc cu inaltimea in troposfera deasupra continentelor, in timp ce in mediul oceanic si in regiunile polare concentratia de nuclee de condensare ramane aproape constanta cu inaltimea, uneori poate chiar sa creasca deasupra inversiunii termice marine. Efectul net este ca la inaltimi mai mari nu se poate gasi nici o diferenta intre masele de aer continentale si cele oceanice.

Suprasaturatia atinsa in nor depinde de distributia dimensionala a particulelor de aerosol prezente in aerul aflat in ascendenta, de natura lor chimica, de continutul de umezeala din atmosfera precum si de starea termodinamica a atmosferei care influenteaza dezvoltarea si evolutia curentilor ascendenti. In general suprasaturatia rar depaseste cateva procente. La astfel de valori mici ale suprasaturatiei, concentratiile de nuclee de condensare pentru nor, deasupra continentelor, au in mod obisnuit valori cuprinse intre 100 si 1000 cm^-3, in timp ce deasupra oceanelor concentratiile sunt de la cateva zeci la cateva sute de particule pe cm³.

O alta categorie de hidrometeori implicata in interactia aerosolului cu apa este cea a cristalelor de gheata, o forma a fazei solide in atmosfera. Formarea nucleelor de inghetare este un proces mult mai complicat decat formarea nucleelor de condensare, data fiind structura complexa a cristalelor, pe de o parte, si modurile diferite in care se pot forma acestea, pe de alta parte. In general, procesul de formare a nucleelor de inghetare se manifesta prin trei moduri principale de actiune:

- in primul mod apa este absorbita in mod direct de la faza de vapori pe suprafata nucleului solid al particulei de aerosol, unde la temperaturi suficient de coborate, vaporii absorbiti sunt transformati in gheata.

- in al doilea mod, nucleele de inghetare initiaza faza de gheata din interiorul unei picaturi de apa supraracita.

- in al treilea mod, nucleele de inghetare initiaza faza de gheata in momentul contactul cu picatura de apa supraracita.

Primul mod de actiune se numeste mod de depunere si particulele de aerosol care manifesta aceasta comportare sunt numite nuclee de inghetare de depunere.

Al doilea mod este numit mod de inghetare si, in mod corespunzator, particulele de aerosol se numesc nuclee de inghetare.

Pentru al treilea mod numele este de mod de contact, iar pentru particulele de aerosol nuclee de contact.

S-a constatat ca valoarea medie a concentratiei manifesta variatii sistematice in functie de locul geografic. Pentru o statie indepartata cum este cea din Antarctica s-au observat variatii pronuntate ale concentratiilor zilnice.

Un mecanism natural de colectare a aerosolului poluant sau nepoluant din atmosfera si concentrarea lui intr-un volum redus de apa este indepartarea umeda a aerosolului.

Procesul de indepartare uscata a aerosolului de orice tip este un proces continuu dar privit global este mai putin eficient decat cel de indepartare umeda care are loc prin intermediul norilor si precipitatiilor. Este dificil de estimat contributia relativa a depunerilor uscate si umede la depunerea totala pentru ca procesele foarte complexe in care este implicat aerosolul determina trecerea de la o categorie la alta in mod diferit.

Indepartarea umeda are loc partial in nori si partial sub nori. In primul caz numit proces de spalare in nor, particulele de aerosol si gazele sunt indepartate din aer prin particulele de nor lichide si cristale de gheata, in timp ce in al doilea caz aerosolul este captat de elementele de precipitare in cadere (picaturi de ploaie, fulgi de nea). Acest al doilea tip de indepartare umeda se numeste proces de spalare sub nor.

Procesul de indepartare umeda a particulelor de aerosol incepe odata cu formarea norului. Nucleele de condensare din nor constau in principal din particule solubile in apa, cele mai multe sulfati, intrucat nucleele solubile sunt mai active in condensare decat particulele insolubile.

5 Interactia radiatiei solare cu aerosolul

Prin reflexia si absorbtia radiatiei solare, aerosolul in general si cel antropic in particular exercita o influenta directa asupra climatului si o influenta indirecta prin modificarea proprietatilor optice si al timpului de viata al norilor. Incarcarea atmosferei cu aerosol si influenta radiativa rezultanta au crescut in perioada industriala aproape in paralel cu cea a gazelor cu efect de sera.

Particulele de aerosol influenteaza bilantul radiativ al Pamantului, in principal prin imprastierea si absorbtia radiatiei de unda scurta (radiatia solara directa). Cresterea concentratiei particulelor de aerosol intensifica acest efect. Particulelor de aerosol absorb si emit de asemenea radiatia de unda lunga (infrarosie), dar acest efect este de obicei mai redus, opacitatea aerosolului descreste la lungimi de unda mai mari iar aerosolul este mai concentrat in troposfera joasa unde temperatura atmosferei, la care are loc emisia, este practic aceeasi cu temperatura de la suprafata.

5.1 Imprastierea luminii. Cea mai mare parte a luminii pe care o percepe ochiul nu vine direct de la sursa, ci indirect prin procesul de imprastiere a luminii emisa de o sursa luminoasa. Toate obiectele inconjuratoare sunt vizibile datorita radiatiei luminoase pe care ele o imprastie, din care o parte din aceste radiatii imprastiate ajung la ochiul celui care priveste.

In atmosfera sunt nenumarate exemple de imprastiere generata de moleculele de aer, particulele de aerosol si norii care contin picaturi de apa si cristale de gheata. Cerul albastru, norii albi, curcubeul sau haloul sunt doar cateva dintre fenomenele optice datorate imprastierii luminii.

Imprastierea este un proces fizic fundamental datorat interactiunii tuturor undelor ce formeaza spectrul electromagnetic cu materia, constand in devierea, prin imprastiere, a fotonilor din fasciculul electromagnetic incident, in toate directiile, fapt care duce la scaderea intensitatii fasciculului incident. Cu alte cuvinte, imprastierea reprezinta procesul fizic prin care o particula absoarbe in mod continuu din energia undei electromagnetice incidente pe o directie data si o retransmite in toate directiile. In atmosfera particulele responsabile de imprastiere acopera un domeniu dimensional larg, de la moleculele de gaz la picaturile mari de ploaie si grindina . Intensitatea relativa a imprastierii depinde puternic de raportul dintre raza particulei si lungimea de unda a undei incidente. Daca mediul este izotrop, atunci imprastierea este simetrica in raport cu directia undei incidente.

O particula mica tinde sa imprastie lumina in mod egal pe directiile inainte si inapoi. Cand particula devine mai mare, energia imprastiata este concentrata mai mult in directiile inainte.

Distributia energiei imprastiate pe particule sferice si cu o anumita simetrie poate fi in mod cantitativ determinata cu ajutorul teoriei electromagnetismului.

Cand particulele au dimensiuni mult mai mici decat lungimea de unda a undei incidente, imprastierea se numeste imprastiere Rayleigh. Aceasta imprastiere explica culoarea albastra a cerului si fenomenele de polarizare a luminii.

Pentru particulele ale caror dimensiuni sunt comparabile sau mai mari decat lungimea de unda, imprastierea este numita imprastiere Mie.

Imprastierea este adesea insotita de absorbtie. Iarba apare verde deoarece ea imprastie lumina verde mai eficient decat pe celelalte culori, care sunt in mare masura absorbite. Insa, in atmosfera moleculara, in spectrul vizibil, absorbtia undei luminoase este aproape absenta.

Deci, propagarea radiatiei luminoase in atmosfera este insotita intotdeauna de fenomenele de absorbtie si imprastiere care conduc la atenuarea intensitatii radiatiei luminoase. Procesul de atenuare a radiatiei luminoase se mai numeste extinctie. Asadar, extinctia este rezultatul imprastierii plus absorbtiei. Intr-un mediu neabsorbant, imprastierea este singurul proces de extinctie.

5.2 Atenuarea optica. Se datoreaza absorbtiei radiatiei luminoase in atmosfera si imprastierii (difuziei) acesteia. Procesele de difuzie pot fi impartite in doua grupe:

Difuzia elastica; cand frecventa radiatiei imprastiate are aceeasi valoare cu cea a radiatiei incidente. Astfel de procese sunt difuzia moleculara Rayleigh si difuzia Mie pe particule de aerosoli, ceata, nori, etc.

Difuzia inelastica; frecventa radiatiei imprastiate este diferita de cea a radiatiei incidente. Procesele de difuzie inelastica sunt difuzia Raman si imprastierea datorata fluorescentei.

Difuzia Mie este specifica imprastierii pe particule mult mai mari decat lungimea de unda a radiatiei incidente, in timp ce celelalte procese de difuzie sunt specifice moleculelor.

O unda electromagnetica de lungime de unda λ si intensitate I₀, dupa parcurgerea distantei d, are o intensitate I data de legea lui Lambert-Beer:

(1)

unde τ reprezinta coeficientul de atenuare si este suma a trei termeni, unul datorat picaturilor (hidrometeorilor) din atmosfera (D), altul datorat aerosolului (A) si cel de-al treilea datorat gazelor atmosferice (G):

  (2)

la randul lor acesti termeni sunt datorati atat imprastierii cat si absorbtiei:

  (3)

In studiul proceselor de extinctie se mai foloseste transmitanta T data de relatia:

  (4)

care se deduce imediat din relatia (1):

(5)

de unde, in termeni de transmitanta, in baza relatiei (2), se poate scrie:

(6)

unde T este transmitanta totala, iar T_D, T_A, T_G se refera la picaturi, particule de aerosol si absorbtia pe gaze.

5.3 Indicele de refractie. In atmosfera, indicele de refractie variaza, depinzand de temperatura, presiunea si starea de turbulenta a atmosferei. Depinde de asemenea de prezenta vaporilor de apa si de prezenta particulelor de aerosol. Particulele de negru de fum (carbon elementar) sunt puternic absorbante pentru lungimile de unda din vizibil si infrarosu, chiar si in cazul concentratiilor cum sunt cele din mediul rural ele pot contribui semnificativ la degradarea vizibilitatii.

Cand umiditatea relativa creste, condensarea vaporilor de apa pe particulele care contin substante higroscopice determina cresterea dimensiunii si astfel indicele de refractie tinde catre valoarea pentru apa pura.

5.4 Masurarea marimilor optice care caracterizeaza aerosolul. Aerosolul atmosferic are o importanta meteorologica si climatologica deosebita datorita marii varietati a concentratiilor particulelor de aerosol, lichide sau solide, care sunt implicate in procesele atmosferice.

Aerosolul solid, cum ar fi praful industrial, consta din particule neregulate si dispersive. Aceste caracteristici ale aerosolului fac dificila aplicarea metodelor optice de imprastiere a radiatiei luminoase in studiile proceselor in care este implicat aerosolul atmosferic.

In masuratorile legate de proprietatile optice ale aerosolului apar trei probleme de interes major:

a)    conditiile in care sunt utile masuratorile de imprastiere; alegerea metodelor de imprastiere sunt conditionate de:

Dimensiunea particulei este de ordinul lungimilor de unda. Pentru particule de dimensiuni mult prea mici sau mult prea mari, masuratorile de imprastiere nu sunt eficiente. Aceasta, deoarece in cazul particulelor foarte mici are loc imprastierea Rayleigh pentru care caracteristicile optice nu depind de dimensiunea particulelor, iar particulele foarte mari determina diferente mici in caracteristicile lor de imprastiere. In plus, particulele mari pot fi examinate la microscop.

Particulele nu sunt usor accesibile. Intr-adevar, in cazul aerosolului, mai ales cel poluant, de exemplu de la furnale sau vulcani, determinarea spectrului dimensional al particulelor prin masuratori cu microscopul sunt dificile datorita dificultatii in prelevarea probelor. In aceasta situatie masurarea intensitatii radiatiei imprastiata (vizibila sau ultravioleta) permite determinarea proprietatilor fizice ale aerosolului.

Cand este nevoie de o metoda foarte rapida pentru obtinerea caracteristicilor aerosolului.

b)   ce fel de masuratori sunt necesare; exista o varietate foarte mare de metode care folosesc imprastierea si extinctia radiatiei luminoase sau determinarea indicelui de refractie pentru masurarea proprietatilor aerosolului. In toate aceste masuratori se aleg de la inceput distributia lungimii de unda si starea de polarizare a radiatiei luminoase incidente deoarece, astfel, interpretarea teoretica devine simpla. Cea mai comoda cale de a efectua un experiment de determinare a proprietatilor optice ale aerosolului este folosirea luminii naturale ca sursa de lumina. Pe langa alegerea luminii albe drept sursa, in plus se introduc si filtre color sau filtre Polaroid in sistemul de iluminare sau de receptie pentru domeniilor de lucru. Masurarea intensitatilor relative se poate face cu celule fotoelectrice moderne atingand usor o precizie de 1%.

c)    proprietatile fizice care pot fi evidentiate prin masuratori optice. Masuratorile de extinctie permit determinarea (cel putin in principiu) distributiilor dimensionale ale particulelor de aerosol, concentratia si compozitia chimica a particulelor. Totusi, nu fiecare proprietate poate fi dedusa cu aceeasi precizie;

Concentratia, sau numarul de particule de aerosol din unitatea de volum. Ca sa se obtina concentratia particulelor de aerosol trebuie cunoscuta extinctia determinata de o particula. Astfel, o simpla masuratoare este suficienta ca sa se obtina concentratia. Intensitatea imprastiata se poate folosi in acelasi fel. De obicei aceasta problema este combinata cu problema determinarii dimensiunilor si compozitiei.

Dimensiunea este cel important parametru in caracterizarea aerosolului, fiind cel mai usor de determinat. In teorie, pentru caracterizarea particulelor sferice se foloseste de obicei in locul diametrului 2r, parametrul , numit parametrul dimensional.

Distributia dimensionala a aerosolului este dificil de determinat, mai ales atunci cand ceilalti parametrii caracteristici aerosolului (forma sau compozitia particulelor) sunt necunoscuti.

Forma particulelor difuzante dintr-un mediu este foarte greu de determinat. De exemplu in cazul cercurilor de difractie obtinute pentru picaturile de apa sau pentru acele de gheata orientate intamplator, diferenta in distributia intensitatii si pozitia maximelor si minimelor pentru dimensiunile corespunzatoare este observabila dar mica, fiind dificil de determinat forma particulelor.

Orientarea particulelor care sunt alungite sau au alta forma particulara, poate fi determinata usor prin metodele extinctiei. Pentru programul GAW (Global Atmosphere Watch - Supravegherea Globala a Atmosferei) pentru aerosol se recomanda metode simple bazate pe modificarea transmitantei sau alte metode care includ:

absorbtia fotoacustica (spectrofonia);

absorbtia optica (sfera integrala);

diferentierea extinctie - imprastiere

Aceste metode nu se folosesc in mod curent datorita unei sensibilitati neadecvate si unor proceduri de laborator foarte laborioase. In plus, datorita conditiilor de mediu pot sa apara modificari ale proprietatilor optice ale aerosolului in timpul masuratorilor.

Nephelometrele masoara imprastierea intr-un singur punct, sub un unghi fixat sau integral peste un domeniu unghiular.

Fotometrele solare pot masura drumul optic al aerosolului cu precizia ceruta de modelele climatice, dar intr-un numar limitat de locuri si numai daca sunt facute sa opereze cu o anumita eficienta. Aceste instrumente au insa probleme de stabilitate si calibrare.

Lidarul reprezinta un instrument deosebit de util in masurarea aerosolului troposferic dar mai ales in furnizarea de profile verticale ale concentratiilor de aerosol.

5.5 Aerosolul si climatul. Din punct de vedere teoretic, atmosfera este un sistem termodinamic care functioneaza ca o masina termica, convertind in mod continuu energia de la Soare in energie mecanica care, la randul ei, este convertita in caldura prin frecare. Aceste procese determina o continua schimbare in timp a atmosferei care pentru un anumit loc se identifica cu vremea. Astfel spus, vremea reprezinta stari instantanee ale atmosferei si evolutii zilnice ale sistemelor sinoptice individuale.

Atmosfera este caracterizata prin fluctuatii intamplatoare relativ rapide in timp si spatiu de aceea vremea, identificata ca o stare completa a atmosferei la un moment dat, este in continua schimbare.

Conceptul de clima caracterizeaza comportarea mai accentuata a atmosferei decat cea exprimata prin vreme. Prin urmare, climatul pentru o anumita regiune este in mod obisnuit definit ca vremea mediata pentru acea regiune. Climatul prezinta un interes constant deoarece reprezinta un factor determinant in activitatea economica si umana. Fluctuatiile climatice ca de exemplu secetele sau inundatiile au consecinte social-economice foarte neplacute, ele determinand influente serioase asupra biosferei. Omul, prin activitatea sa a influentat climatul de aceea este de importanta majora sa fie cunoscute dinainte implicatiile actiunilor sale.

Climatul este influentat de factori externi si interni. Factorii externi sunt grupati in:

a)    factori generali ca radiatia solara, sfericitatea Pamantului, miscarea Pamantului in jurul soarelui si in jurul axei proprii, existenta continentelor si oceanelor;

b)   factori regionali si locali, ca distanta la mare, orografia, natura suprafetelor, covorul vegetal.

Factorii interni sunt legati de proprietatile intrinseci ale atmosferei, cum ar fi compozitia, diferitele stari de instabilitate si circulatia generala.

Analiza influentei aerosolului in modificarile climatice se face din punct de vedere determinist, deoarece oricarei variatii in continutul de aerosol al atmosferei reprezinta o influenta externa asupra starii climatice. Cea mai simpla abordare cantitativa a problemei in acest caz este identificarea climatului cu starea interna aflata la echilibru energetic, bilantul energetic al sistemului climatic fiind dominat de radiatia solara directa (de unda scurta) si de radiatia terestra (de unda lunga).

Echilibrul dintre fluxurile de energie solare si terestre defineste temperatura medie a sistemului, adica parametrul cel mai important in caracterizarea starii sistemului climatic.

Din media radiatiei globale si anuale, aproape o treime din radiatia solara incidenta este reflectata inapoi in spatiu. Din ceea ce ramane, o parte este absorbita in atmosfera, dar cea mai mare parte este absorbita de uscat, ocean si suprafata de gheata. Radiatia solara absorbita de suprafata Pamantului si de atmosfera (aproximativ 240 W/m²) este echilibrata la partea superioara a atmosferei de radiatia infrarosie, emisa de suprafata pamantului, care paraseste atmosfera.

Intr-o stare neperturbata, radiatia solara incidenta neta mediata peste intreg globul pe o perioada lunga de timp, trebuie sa fie echilibrata de radiatia infrarosie neta, de unda lunga, care paraseste atmosfera, dar, care, o parte din ea este absorbita de gazele cu efect de sera si de nori, mentinand astfel suprafata Pamantului la o temperatura mai ridicata decat ar fi normal.

O schimbare a radiatiei medii in partea superioara a troposferei (in tropopauza), fie din cauza unei schimbari in radiatia solara, fie in cea terestra, este definita ca un forcing radiat Acest forcing radiativ perturba echilibrul dintre radiatia care intra si cea care iese. In timp, climatul raspunde la perturbatie ca sa restabileasca echilibrul radiat Un forcing radiativ pozitiv tinde in medie sa incalzeasca suprafata; un forcing radiativ negativ tinde in medie sa raceasca suprafata. Deci, radiatia solara nu este considerata un forcing radiativ, dar o variatie in radiatia solara incidenta ar fi un forcing radiat

De exemplu, o crestere a concentratiei de CO₂ din atmosfera conduce la o reducere de radiatie infrarosie si deci la un forcing radiativ pozit Dublarea concentratiei de dioxid de carbon determina o crestere a temperaturii de echilibru la suprafata de 1^oC, daca ceilalti factori (norii, continutul de apa din troposfera, aerosolul) se pastreaza constanti.

Aerosolul prezent in atmosfera joaca un rol foarte important in controlul climatului deoarece el afecteaza echilibrul radiativ al sistemului, direct si indirect pe mai multe cai.

Efectul radiativ direct consta in faptul ca particulele de aerosol imprastie si absorb radiatia solara directa, radiatia solara reflectata de suprafata Pamantului si radiatia terestra. Acest proces implica o redistribuire a energiei totale atmosferice, determinand incalzirea sau racirea atmosferei, functie de proprietatile optice si distributia spatiala a particulelor de aerosol. Contributia gazelor cu efect de sera este cea mai importanta in efectul radiativ direct.

Efectul radiativ indirect al particulelor de aerosol se manifesta prin efectul lor asupra norilor. Actiunea particulelor de aerosol ca nuclee de condensare si de inghetare afecteaza puternic formarea, timpul de viata si proprietatile optice ale norilor, drept urmare si transferul radiativ intr-o atmosfera noroasa, atat la lungimi de unda solare cat si terestre. Particulele de aerosol pot fi gasite de asemenea fie printre hidrometeori, fie in solutie, fie in suspensie, putand determina schimbari in albedoul norului. Un alt efect poate fi cel de inducere a unor modificari in stabilitatea coloanei de aer care la randul ei afecteaza formarea norilor.

Cateva din aceste influente duc la o incalzire, in timp ce altele determina efecte de racire. Absorbtia pe particule de aerosol determina o incalzire, indiferent daca este vorba de absorbtie de radiatie de unda lunga sau de unda scurta.

Imprastierea inapoi in spatiu a radiatiei solare incidente reprezinta un efect de racire pentru sistem. Prezenta norilor creste reflectanta sistemului Pamant - atmosfera si ca urmare tot o tendinta de racire, dar pentru radiatia de unda lunga (infrarosie) reflexia determina o reducere a pierderii acestei unde, aparand astfel o tendinta de incalzire.