POCETNA STRANA

 Zemljina atmosfera

 Atmosfera je vazdušni omotač Zemlje. Ona štiti Zemlju od štetnog dela  Sunčevog zračenja i od udara mateora. Sunce zagreva Zemljinu površinu, a ona zagreva vazduh iznad nje. Nju čini vazduh koji je smesa azota i kiseonika uz dodatak primesa i ostalih gasova. Kiseonik stvaraju biljke i on je neophodan za disanje i ljudima i životinjama. Sve biljke stvaraju kiseonik, pa je tako uskoro stvorena idealna atmosfera za razvoj oblika života koji udišu kiseonik. Atmosfera se proteže oko 3000 km iznad površine Zemlje. Gornja granica nije oštro izražena, zato se gornja granica atmosfere ne može povući. Kaže se da ona postepeno prelazi u kosmičko prostanstvo. Najgušći i najniži sloj atmosfere naziva se troposfera, i u njoj nastaju sve vremenske pojave. Sledeći sloj atmosfera je stratosfera, zatim mezosfera i termosfera. Atmosfera je stalno u promenama. U početku ona se sastojala većinom od ugljen-dioksida.

Nastanak Zemljine atmosfere

 O istoriji Zemljine atmosfere pre milijardu godina slabo se zna, ali sledeće predstavlja verovatan redosled događaja. Kako god bilo to još uvek ostaje područje istraživanja.
Današnja atmosfera se ponekad odnosi na Zemljinu "treću atmosferu" kao bi se razlikovao trenutni hemijski sastav od dva značajno različita prethodna sastava. Prvobitna atmosfera se sastojala od vodonika i helijuma. Toplina (iz rastaljene kore i sa Sunca) je raspršila atmosferu.
Oko pre 3.5 milijardi godina površina se dovoljno ohladila da se oblikuje zemljina kora koja se još uvek sastojala od brojnih vulkana koji su ispuštali paru, ugljen-dioksid i amonijak. To je dovelo do stvaranja "druge atmosfere" koja je u početku bila sastavljena od ugljen-dioksida i vodene pare uz nešto azota ali praktično bez kiseonika. (Iako nedavne simulacije iz 2005. radjene na Univerzitetima u Vaterlou i Koloradu pokazuju da je mogla imati i do 40% vodonika.) Ta druga atmosfera je imala oko 100 puta više gasa od trenutne atmosfere. Uopšte, veruje se da je efekt staklene bašte, uzrokovan visokim nivoima ugljen-dioksida, čuvao Zemlju od smrzavanja.
Tokom sledećih nekoliko milijardi godina vodena para se kondenzovala pa je stvorila kišu i okeane koji su počeli otapati ugljen-dioksid. Okeani su apsorbovali približno 50% ugljen-dioksida. Jedna od najranijih vrsta bakterija bile su cijanobakterije. Fosilni dokaz pokazuje da su te bakterije postojale pre približno 3.3 milijardi godina i da su bile prvi evoluirajući fototropni organizmi koji su proizvodili kiseonik. One su odgovorne za prvu promenu Zemljine atmosfere iz anoksidnog (stanje bez kiseonika) u oksidno (s kiseonikom) stanje. Kako su cijanobakterije bile prve koje su započele fotosintezu kiseonika, mogle su promeniti ugljen-dioksid u kiseonik pa su odigrale glavnu ulogu u oksigenaciji atmosfere.
Fotosintetizirajuće biljke su evoluirale pa su i one počele sve više pretvarati ugljen-dioksid u kiseonik. Vremenom je višak ugljena postao zatvoren u fosilnim gorivima, sedimentnim stenama (vapnenac) i životinjskim ljušturama. Kad se kiseonik oslobodio, reagovao je sa amonijakom i stvorio azot.
Pojavom sve više biljaka nivo kiseonika se značajno povećao (dok se nivo ugljen-dioksida smanjio). U početku se kiseonik spajao s različitim elementima (npr. gvožđem) da bi se na kraju akumulirao u atmosferi — rezultujući masovnim izumiranjem i daljnjom evolucijom. Pojavom ozonskog sloja (ozon je alotrop kiseonika) životni uslovi su bili bolje zaštićeni od ultraljubičastog zračenja. Ova atmosfera od kiseonika i azota čini "treću atmosferu".

Hemijski sastav atmosfere

 Atmosfera je mehanička mešavina gasova. U donjim delovima atmosfere (do visine od oko 95 km) razmera osnovnih gasova je uglavnom konstantna (stalna). To je bitno zato što se upravo u tom delu atmosfere događaju vremenske promene. Taj sloj atmosfere se naziva homosfera. Iznad tog sloja, u heterosferi, relativni odnosi između pojedinih gasova više nisu stalni. Zbog Sunčevog zračenja i vrlo visokih temperatura u najvišim delovima atmosfere raspadaju se molekuli najvažnijih gasova (azota i kiseonika) pa se pojavljuju njihovi atomi, a u graničnom sloju atmosfere javljaju se atomi helijuma i vodonika.
Permanentni sastavni delovi atmosfere su azot (78,084% od ukupnog volumena homosfere), kiseonik (20,946% od ukupnog volumena homosfere), argon (0,934% od ukupnog volumena homosfere), ugljen -dioksid (CO2; 0,33% od ukupnog volumena homosfere), a u znatno manjoj meri zastupljeni su neon, helijum, metan, kripton, azot-oksid, vodonik, ozon, ksenon, azot-monoksid, jod, radon i dr. Dva glavna hemijska sastojka atmosfere, azot (N2) i kiseonik (O2) čine nešto više od 99% od ukupnog volumena donjih delova atmosfere. Atmosfera koja se sastoji samo od permanentnih sastavnih delova, bez vodene pare i različitih drugih čvrstih i tečnih primesa, naziva se suvi vazduh.
Primese u atmosferi jesu vodena para, razne čvrste i tečne čestice. Njihova količina i volumenski delovi u atmosferi nisu stalni. Čvrste čestice, koje su koloidno raspršene u atmosferi deo su primesa atmosfere, koji se naziva aerosol (lat. aero = vazduh i solvere = rastaviti). Izvori aerosola mogu biti prirodni i veštački (stvara ih čovek). Aerosol može biti organskog i anorganskog porekla.
U prirodnim uslovima atmosfera nije nikada sasvim suva i čista. U atmosferi uvek ima primesa, od kojih je atmosfera mutna i vlažna. Prirodni izvori (jaki pustinjski vetrovi, šumski i stepski požari, vulkanski pepeo i sl.) i umetni izvori (posebno u gradovima i industrijskim regijama) mogu u vazduh emitovati mnoštvo čestica aerosola pa može nastati suva mutnoća. Azot je inertan gas i nema važniju ulogu u atmosferskim procesima. Međutim, značenje azota je veliko u biološkim procesima. Azot je sastavni do belančevina. U uspotrebi sa drugim hemijskim elementima atmosfere, azot slabo upija Sunčevo zračenje.
Kiseonik je vrlo važan sastojak atmosfere jer bez njega ne može postojati organski život na Zemlji. Jak je oksidans i lako se spaja sa drugim elementima. Kiseonik znatno upija Sunčevo zračenje a manjim delom i Zemljino zračenje. U donjim slojevima atmosfere tokom godine količina kiseonika se vrlo malo menja. Nešto više ga ima leti nego zimi. Međutim, razlike u količini kiseonika ne prelaze 0,1% pa te manje promene ne mogu uticati na klimu. Udeo kiseonika u prirodnim uslovima je stalan i nije ništa veći u šumama ili planinama. Većih odstupanja može biti tek u zatvorenim prostorima, gdje na povećanu potrošnju kiseonika utiče disanje ljudi.
Plemeniti gasovi (argon, neon, helijum, kripton i ksenon) jesu inertni pa ne učestvuju u atmosferskim procesima.
Ugljen-dioksid je vrlo značajan hemijski sastojak atmosfere, ali ga prosečno ima samo oko 0,033% (količina varira između 0,02% i 0,05%). Ovaj spoj je značajan za život na Zemlji i za atmosferske procese. CO2 znatno upija Sunčevo kratkotalasno, a posebno Zemljino dugotalasno zračenje pa stim znatno utiče na bilans radijacije, tj. na stanje temperature Zemljine površine i prizemnog sloja vazduha. U atmosferi ga ima više iznad kopna nego iznad mora. Najviše ga ima u gradskim, posebno industrijskim područjima (u zatvorenim prostorijama koncentracija CO2 može porasti i na 0,1 do 0,2%). U dnevnom periodu najviše ugljen-dioksida ima noću (kada nema asimilacije CO2 u biljkama), a u godišnjem periodu najviše ga ima zimi.
Među primesama atmosfere, čija količina za razliku od permanentnih sastojaka nije stalna, posebno značenje ima vodena para (gasovito stanje vode). Voda se u atmosferi javlja i u tekčnom i čvrstom stanju (tzv. hidrometeori). Udeo vodene pare u atmosferi varira od 0% pri vrlo niskim temperaturama (npr. u polarnim krajevima) do 4% pri visokim temperaturama (u tropskim krajevima). Osim od temperature, količina vodene pare zavisi i od udaljenosti od izvora vlage. Količina vodene pare smanjuje se s povećanjem nadmorske visine, npr. u umerenim geografskim širinama pri površini ima oko 1,3% vodene pare (u jedinici obima vazduha), na visini od 1 km udeo opada na 1,01%, na 3 km na oko 0,5%, dok na 8 km visine vodene pare ima svega 0,03%. Vodena para utiče na bilans radijacije, ali i na brojne druge procese u atmosferi (nastanak oblaka, padavina itd.).
Smeša permanentnih sastojaka atmosfere (suvi vazduh) s vodenom parom naziva se vlažni vazduh ili jednostavno vazduh. Vodena para u znatnoj meri upija Sunčevo i Zemljino zračenje. Aerosol, kako je istaknuto, može biti prirodni i veštački, a isto tako može biti organski i neorganski. Prirodne čestice aerosola mogu biti zemaljskog i kosmičkog porekla. Čestice aerosola su vrlo malih dimenzija (od 0,1 µm do 20 µm). Broj čestica aerosola se smanjuje sa povećanjem visine, ali i udaljavanjem od izvora zagadjenja. Neki posebni geografski uslovi mogu takođe pridoneti povećanju koncentracije čestica aerosola (konkavni reljef, inverzija temperature, ekspozicija prema preovladavajućim vetrovima, koji transportuju čestice aerosola i dr.).

Vertikalna struktura atmosfere

 Vertikalna struktura atmosfere je vrlo složena. Obično se po različitim kriterijima atmosfera deli na pojedine sfere. Uz podelu atmosfere na homosferu i heterosferu s obzirom na hemijski sastav, atmosferu je moguće podeliti i u odnosu na termička svojstva pojedinih delova, a isto tako i na osnovu stepena jonizacije tj. električne provodljivosti pojedinih slojeva atmosfere. U geografiji posebno značenje ima podela atmosfere prema temperaturi.

Podela atmosfere prema temperaturi

 Zavisno od promjena temperature s visinom atmosferu je moguće podeliti na troposferu, stratosferu, mezosferu, termosferu i egzosferu i na međuslojeve tropopauzu, stratopauzu, mezopauzu i termopauzu.
 TROPOSFERA je najniži i najgušći sloj atmosfere, a proteže se od površine Zemlje do tropopauze. U troposferi je značajna karakteristika stalan pad temperature sa porastom visine, u proseku 0,65 ºC na 100 m visine. Temperature su na gornjoj granici troposfere vrlo niske (iznad polova -40 ºC, a iznad ekvatora -80 ºC). Visina troposfere varira od 7 do 10 km iznad polova, preko 11-14 km iznad umerenih geografskih širina do 18-20 km iznad ekvatora (dakle, visina raste od polova prema ekvatoru, i to pored rotacije Zemlje). Na dnevne promene visine troposfere utiču i regionalne atmosferske prilike; kada je ciklon (područje niskog pritiska) visina troposfere je manja, a nad anticiklonalnim područjem (s visokim pritiskom vazduha) visina troposfere je veća. Dnevne razlike u visini troposfere mogu biti i do nekoliko kilometara. Troposferu je moguće dalje podeliti na: a) planetarni granični sloj (od Zemljine površine do visine od 0,5 do 1,5 km). U ovom sloju značajno je delovanje Zemljine površine na atmosferske procese, pojedini klimatski elementi imaju izraziti dnevni hod. Posebno je izraženo turbulentno trenje na kretanje vazduha; b) slobodna troposfera (srednja i gornja) u kojoj je uticaj Zemljine površine na atmosferske procese manje značajan. S meteorološkog i klimatološkog aspekta troposfera ima naročito značenje jer je to područje u kojemu se dešavaju gotovo sve vremenske pojave.
 TROPOPAUZA je relativno tanak međusloj između troposfere i stratosfere. Debljina tropopauze varira od svega nekoliko stotina metara do nekoliko kilometara. Međutim, troposfera nije kontinuirani sloj oko Zemlje već je prekinuta (polarna, tropopauza umerenih geografskih širina i tropska tropopauza). Tropopauza može ponekad potpuno iščeznuti, a nekad mogu postojati i 2 ili 3 sloja tropopauze. Za razliku od troposfere, u tropopauzi je promena temperature sa visinom izuzetno mala. U ekvatorskom području temperatura tropopauze varira između -70 ºC i -80 ºC, a u umerenim i polarnim područjima od -40 ºC do -60 ºC. U tropopauzi su izrazita vododravna kretanja vazduha, dok su vertikalna kretanja vazduha vrlo slaba. U letnjim mesecima tropopauza se nalazi na većim, a tokom zimskih meseci na manjim visinama. U tropopauzi lete savremeni putnički avioni kako bi izbegli oblake i druge meteorološke neugodnosti, koje mogu ometati ili uzrokovati nesigurnost vazdušnog saobraćaja.
 STRATOSFERA je sloj koji se vertikalno proteže od tropopauze do visina od 50 do 55 km. Donji deo stratosfere (do približno 30-35 km visine) naziva se još i hladna stratosfera. U njoj je temperatura niska i neznatno se menja s porastom visine (ovaj sloj je izoterman). Gornji sloj stratosfere je topla stratosfera. U toploj stratosferi temperatura raste sa visinom jer u tom sloju ozon upija ultraljubičasto Sunčevo zračenje. U gornjim slojevima stratosfere temperatura vazduha raste na oko 0 ºC (± 20 ºC). Sa stratosferom se uglavnom podudara OZONOSFERA. Ozonosfera delom može obuhvatiti i troposferu i tropopauzu (tzv. troposferski ozon). Najveću koncentraciju ozon postiže na visinama između 20 i 35 km (stratosferski ozon). Ozon upija oko 4% Sunčeve energije koja prolazi kroz atmosferu, i to najviše u ultraljubičastom delu spektra. Ultraljubičasto zračenje ima snažno biološko delovanje (učestvuje u stvaranju vitamina D, ubija bakterije i sl.). Povećana koncentracija UV zračenja imala bi negativne posledice na život organizama. Naučnici misle da je život na Zemlji bio moguć od trenutka kada je Zemlja obavijena ozonskim omotačem. Ozona ima najviše u proleće, a najmanje u jesen, najmanje ga ima iznad tropskih, a najviše iznad polarnih područja. Međutim, u XX veku otkriveno je postojanje ozonskih rupa, koje su upravo najveće u polarnim područjima (posebno iznad Antarktika). Postojanje ozonskih rupa još nije dovoljno istraženo pa nije utvrđena ni čovekova uloga. Činjenica je da neke veštački proizvedene stvari, koje se emitiraju u atmosferu mogu imati negativne učinke (npr. freon), ali se postavlja pitanje dimenzije čovekovog uticaja.
 STRATOPAUZA je tanak prelazni sloj od stratosfere prema mezosferi. U stratopauzi su male promene temperature sa visinom.
 MEZOSFERA je sloj atmosfere koji se nastavlja na stratopauzu. Gornja granica mezosfere nalazi se približno na visini od 80 km. Temperatura vazduha u mezosferi opada sa visinom tako da na gornjoj granici iznosi -80 ºC do -90 ºC.
 MEZOPAUZA je sloj atmosfere između 80 i 90 km visine u kome je temperatura vazduha postojana, na oko -90 ºC.
 TERMOSFERA je sloj koji se nastavlja na mezopauzu, a dostiže visinu od oko 800 km. U termosferi temperatura vazduha naglo raste; na 200 km visine već je 900 ºC, a na visini od 600 km temperatura vazduha je 2 000 ºC . Izuzetno su velika dnevna kolebanja temperature, čak do 1 000 ºC. Visoke vrednosti temperature vazduha u termosferi posledica su upijanja Sunčevog zračenja u atomima kiseonika, a manje i azota.
 TERMOPAUZA je prelazni sloj između termosfere i egzosfere.
 EGZOSFERA je spoljni sloj atmosfere, koji se nadovezuje na termopauzu i gubi se u prostranstvu svemira. Temperatura vazduha je izuzetno visoka i dostiže vrednosti i do 4000ºC. Atomi gasova su u stanju plazme (plazma je stanje materije kada je ona potpuno jonizirana) i kreću se haotično. U egzosferi su zarobljene čestice vanzemaljskog porekla i nastavljaju se kretati u orbiti Zemlje (unutar Zemljinog magnetnog polja). U egzosferi se nalaze i geostacionirani meteorološki sateliti (do visine od 36 000 km).

Slika 1. Vertikalna raspodela temperature za „standardnu atmosferu“

Podela atmosfere prema električnoj provodljivosti

 Atmosferu je moguće podeliti prema električnoj provodljivosti, koja zavisi od koncentracije električno nabijenih čestica (jona i elektrona). Jonizacija vazduha posledica je Sunčevog zračenja i kosmičkih zraka. Jonizacija vazduha može nastati i kao posledica radioaktivnog zračenja i električnog pražnjenja. Koncentracija električno nabijenih čestica naglo se povećava od visina 50 km do 60 km pa se taj sloj atmosfere naziva JONOSFERA. Jonosfera se sastoji od nekoliko slojeva (D, E i F sloj) koji imaju veliku praktičnu važnost jer apsorbuju, reflektuju ili propuštaju radio-talase, a od tih svojstava zavisi efikasnost telekomunikacija.
1. D – sloj (Kennellyjev sloj) nalazi se između 60 km i 80 km visine. Nastaje zbog upijanja Sunčevog ultraljubičastog zračenja pa je u vezi sa time izraziti dnevni hod: D – sloj slabi i potpuno nestaje preko noći. D – sloj je slabiji od ostalih slojeva jonosfere. Međutim, kako reflektuje druge radio-talase (a upija srednje i kratke) to utiče na čujnost radio stanica koja je tokom dana osetno slabija, a tokom noći je znatno bolja jer D – sloja nema (zato se noću čuju i neke udaljene radio stanice koje se tokom dana ne mogu čuti). U periodima pojačanog Sunčevog zračenja usled pojačane aktivnosti na Suncu (Sunčeve pege; svakih 11 godina) može doći do potpunog prekida prenosa emisija koje emituju radio stanice na srednjim i kratkim radio-talasima.
2. E – sloj (Heavysideov sloj) pojavljuje se na visinama od 90 km do 150 km, a nastaje usled upijanja X zračenja. Takođe nestaje noću. Jako reflektuje radio-talase sa izuzetkom UKV (ultrakratkog) područja.
3. F – sloj (Appletonov sloj) nalazi se na visinama između 180 i 350 km. Nastaje zbog upijanja UV i X zračenja. U njemu prevladavaju katjoni (pozitivno naelektrisani joni). Kada je Sunčevo zračenje izrazenije (leti, danju) razdvaja se na dva sloja, F1 s manjom i F2 sa većom koncentracijom katjona.
Na velikim visinama, iznad 400 km, kretanja naelektrisanih čestica postaju izraženo naglašena, i to pod znatnim uticajem Zemljinog magnetskog polja (u smeru magnetskih čestica). Iznad 1 000 km visine, u magnetosferi, kretanje jonizovanih čestica je određeno isključivo magnetnim poljem Zemlje. U tom su području izraženi Van Allenovi pojasevi zračenja (unuutrašnji i spoljni) unutar kojih je izražena koncentracija jonizovanih čestica. Taj pojas Zemljinog zračenja debeo je 9 - 12 Zemljinog radijusa (prosečna vrednost Zemljinog radijusa je 6 371 km).
U višim geografskim širinama na velikim visinama (iznad 100 km) pojavljuje se polarna svetlost (aurora borealis i aurora australis) kao posledica delovanja Zemljinog magnetskog polja na Sunčev spektar (tzv. korpuskularna energija Sunca; od lat. corpusculum = sitna čestica).

Vertikalna raspodela pritiska i gustine vazduha

 Usled dejstva Zemljinog gravitacionog polja, atmosfera vrši pritisak na Zemljinu površinu. Taj pritisak se definiše kao pritisak koji potiče od težine atmosferskog stuba po jedinici površine. Neki srednji atmosferski pritisak mogao bi biti dosta blizu vrednosti od MAgo/4pRE, gde je sa MA označena ukupna masa atmosfere (5,16×1018 kg); sa go je označeno srednje ubrzanje Zemljine teže (9,8 m s-2), dok RE predstavlja srednji poluprečnik Zemlje (6,37×106 m). Zamenom ovih numeričkih vrednosti u navedeni izraz dolazi se do vrednosti od 105 Pa što pedstavlja srednji atmosferski pritisak.
Promena gustine i pritiska je mnogo veća u vertikalnom nego u horizontalnom pravcu. Do visine od oko 100 km, atmosferski pritisak i gustina se menjaju u granicama od oko 30% u odnosu na vrednosti unutar standardne atmosfere. U standardnoj atmosferi pritisak i gustina s visinom opadaju po eksponencijalnom zakonu tako da za njih približno važe sledeće dve relacije

   (1.1)
i
  (1.2)

gde uvedene oznake imaju sledeća značenja: p(z) i r(z) su atmosferski pritisak i gustina na visini z, dok su p(0) i r(0) njihove vrednosti na nivou mora; H je tzv razmer visine. Ovaj razmer ima približnu vrednost od oko 7 km.
Na kraju, slikovitosti radi, istaknimo i sledeće. Dimenzije atmosfere, u odnosu na Zemlju, su male. Ona čini jedan tanak sloj, ali sloj u kome je ispod 500 mb nivoa (kome u prvoj aproksimaciji odgovara visina od 5,5 km) smeštena polovina mase atmosfere, dok je u sloju od 30 km smešteno 99% mase.
Raspodela gasova u atmosferi je uslovljena s dva procesa: molekularnom difuzijom i mešanjem koje je posledica kretanja fluida.
Difuzija uslovljena molekularnim kretanjem teži da obrazuje atmosferu u kojoj bi se srednja molekularna težina smeše gasova postepeno smanjivala do visine na kojoj bi bili prisutni samo gasovi kao što su vodonik i helijum. To praktično znači da se svaka gasna smeša u atmosferi ponaša kao da je ona sama prisutna. Saglasno izrazu (1.2) gustina svakog gasa eksponencijalno opada s visinom ali sa različitim razmerom visine H. Gustina težih gasova opada brže nego što je to slučaj sa lakšim gasovima s razmerom visine koji je obrnuto proporcionalan molekulskoj težini.

Slika 2. Raspodela gasnih komponenata atmosfere sa visinom.

Čestice u atmosferi

 Čestice u atmosferi su definisane kao svaka čvrsta ili tečna dispergovana materija kod koje su agregati veći od 0,0002 mikrometra a manji od 500 mikrometara u prečniku. Pa zavisno od veličine, čestice prisutne u atmosferi svrstavaju se u dve grupe:
− taložne materije čiji je prečnik čestica veći od 10 mikrometara i
− čestice u suspenziji ( aerosoli ) čiji je prečnik čestica manji od 10 mikrometara.
Brzina taloženja čestica iz atmosfere zavisi od njihove veličine i specifične težine. Brzina taloženja čestica raste sa porastom veličine i specifične težine čestice.

Aerosoli

 Aerosoli su sitne čestice u čvrstom (npr. dim) ili tečnom stanju koje lebde u vazduhu. Reda su veličine od 10 nanometara pa do 100 mikrometara. Ove dimenzije pokazuju da aerosoli mogu biti veličine nekoliko molekula pa sve do većih čestica koje vazduh ne može da nosi.

Slika 3. Zagađenje aerosolima iznad Severne Indije i Bangladeša

 Neke aerosoli nastaju prirodno, potiču od vulkanskih erupcija, peščanih oluja, šumskih požara, raznih biljaka i morskog rasprskavanja. Ljudske aktivnosti, kao što je loženje fosilnih goriva takođe generiše aerosoli. Prosečno gledano Antropogene aerosoili(aerosoli koje stvori čovek svojim aktivnostima) zauzimaju 10% od ukupne količine aerosoli u atmosferi.

Prirodni aerosoli

Prirodni aerosoli kao i što sama reč kaže nastaju prirodnim putem bez ikakvog udela čoveka. Nastaju prilikom raznih prirodnih nepogoda kao što su lavine,vulkani,... Emisijama koje su posledica vulkanskih erupcija ubacuju se ogromne količine čestica i gasova u atmosferu.
Ove čestice se putem vazdušnih strujanja raznose na velike udaljenosti i na globalnom nivou mogu delimično smanjiti dotok sunčevog zračenja do zemljine površine. Tokom godina posle erupcije vulkana Mount Tambora (Indonezija, 1915.) globalne temperature su opale za oko 3°C. Tako je naredna godina posle erupcije u Evropi bila poznata kao godina bez leta. Erupcija vulkana Mount Pinatubo (Filipini, 1991.) unela je u atmosferu ogromni oblak vulkanske prašine i gasova na visinu od 35 kilometara. Visinski vetrovi su za 22 dana preneli oblak oko cele planete i prouzrokovali smanjenje upadnog Sunčevog zračenja na vrhu atmosfere za 2.5 W/m2, što je ekvivalentno globalnom zahlađenju od najmanje 0.5 do 0.7°C.
Svaka promena upadnog Sunčevog zračenja utiče na regularnost, oblik i geografsku lokaciju uzlaznih i silaznih atmosferskih strujanja, što menja preovlađujuce odlike klime. Pored uticaja na radijacioni bilans, vulkanske erupcije doprinose i slabljenju stratosferskog ozonskog sloja. Ipak, ovakve promene uslovljene vulkanskim erupcijama nisu dugotrajne. Veliki volumeni vulkanskog pepela mogu takođe imati vrlo nepovoljne posledice ali i globalne ukoliko velike količine dospeju u atmosferu i promene Zemljin albedo(Tambora1815. (30 km3) ili Krakatau1883 -18 km3).
Zanimljiv slučaj je zabeležen na jugoistočnom delu Islanda.Od maja 1783. do marta 1784. blizu Mount Lake došlo je do otvaranja pukotine i stvaranja eksplozija kratera u dužini od 25 km.U nekoliko meseci na površinu se izlilo oko 12 km3 bazaltske lave što je najveća erupcija tog tipa u poslednjem vremenu. Oslobođeni gasovi CO2, SO2 uništili su vegetaciju što je dovelo do najveće gladi na Islandu ikad zabeežene. Istovremeno je došlo do značajne promene klime u Evropi ali i šire na severnoj polulopti. Posebna je bila boja neba u zoru i sumrak, neobična stalna izmaglica, a leto 1783. bilo je neobično toplo. Zima 1783./84. bila je posebno oštra u Europi.
Vulkanska prašina i kapljice H2SO4(aerosoli)uzrokoju su pojačanu refleksiju i smanjenje temperature na Zemlji. Poseban problem može napraviti smesa vulkanskog pepela i vode, stvarajući vulkanski muljni tok koji može uništavati sve pred sobom.
Opasniji, oblik piroklastičnog toka je stvaranje smese vrućih gasova (do 1000°C + otrovni) i sitnog pepela poznat pod imenom užareni oblak koji se može spuštati niz vulkansku padinu brzinom i do 100 km/h.

Slika 4. Prikaz erupcije vulkana i oblaka prašine,koji sledi kao njegova posledica

Antropogeni aerosoli

Atmosferske koncentracije ključnih gasova staklene bašte antrpogenog porekla, kao što su ugljendioksid (CO2), metan (CH4), azotsuboksid (N2O) i troposferski ozon (O3), neprekidno su rasle tokom celog 20. veka. Izuzetak je freon cija je koncentracija stabilizovana posle 1990. godine. Promene atmosferskih koncentracija gasova staklene bašte su uglavnom posledica sagorevanja fosilnih goriva i izmenjenih uslova i namena korišćenja zemljišta. Koncentracije CO2 su porasle od 280 ppm, u preindustrijskom dobu, do 370 ppm, koliko i danas iznose. Procenjuje se da će, prateći sadašnje trendove, ove koncentracije CO2 biti izmedju 540 i 970 ppm krajem 21. veka. Procene govore da se 50% ovih gasova u atmosferi zadržava izmedju 50 i 200 godina, dok druga polovina bude apsorbovana u okeanima, zemljištu i vegetaciji. 

Jedinjenja koja se pojavljuju u atmosferi kao zagađivači u vidu aerosoli

Veliki broj jedinjenja, gasova, tečnih i čvrstih čestica se pojavljuju u atmosferi kao zagađivači(polutanti). Uobičajeni polutanti u urbanim sredinama su:
− oksidi sumpora,
− oksidi azota,
− ugljen-monoksid i ugljen-dioksid,
− fotohemijski oksidansi i
− ugljovodonici.

Specifični polutanti se mogu pojaviti emisijom iz raznih industrijskih procesa.To mogu biti:
− teški metali,
− isparljiva organska jedinjenja,
− hlor, fluoridi, azbest, aromatski i hlorisani ugljovodonici i dr.

Zaključak

 Kao sto smo naveli u prethodnom tekstu, planeta Zemlja je skoro savršena lopta koja se kreće oko Sunca. Ona je obavijena gasovitim omotačem zvanim atmosfera. Formirala se pre mnogo milijardi godina. Štiti nas od Sunca i sadrži vazduh koji udišemo. Bez nje ne bi bilo života. U njoj sedešavaju mnogi procesi i pojave koji su od izuzetnog značaja za život na Zemlji – zagrevanje i hlađenje vazduha, vetrovi, stvaranje oblaka, padavine...
Sve je veće zagadjivanje atmosfere sto dovodi do trajnih posledica po ljude i zivi svet na našoj planeti.  

LITERATURA

1. www.google.rs
2. Dr Jovan Djuković, Hemija atmosfere

 preuzmi seminarski rad u wordu » » »

Besplatni Seminarski Radovi