Znečistenie ovzdušia

Úvod

Atmosféra Zeme je produktom procesov vývoja zemskej kôry a jej osídlenia biotou. Hlavnými zložkami súčasnej atmosféry sú plyny: dusík (75,2 %), kyslík (23,2 %), argón (1,3 %), vodná para (0,24 %) a oxid uhličitý (0,046 %). Jej prímesnými zložkami sú vodík, neón, hélium a ozón. Súčasťou zemskej atmosféry vždy boli, sú a budú aj drobné častice kvapalných a tuhých látok. Petrjanov odhaduje hmotnosť tuhých látok, rozptýlených v celom objeme atmosféry Zeme na cca 20 mil. ton. Atmosféra Zeme je teda koloidálny systém – aerosól, ktorého disperzným prostredím je zmes plynov a disperznými fázami sú častice kvapalín, minerálov, organodetritu a živé organizmy. Rozmery častíc disperzných fáz, rozptýlených v atmosfére, spadajú prevažne do zrnitostnej triedy pod 2mikrometre.
Podiel disperných fáz na fyzikálnych a chemických procesoch je nepochybne významný najmä v prízemnej, 8 – 20 km hrubej vrstve atmosféry – troposfére. Dôležitú úlohu zohrávajú najmä genetickou rôznorodosťou dané fyzikálne vlastnosti, chemické zloženie a veľký reakčný povrch disperzných fáz. Absorbujú a rozptyľujú slnečné žiarenie, čím priamo i nepriamo regulujú teplotu. Disponujú elektrickým nábojom a preto zohrávajú funkciu kondenzačných jadier, na ktorých vznikajú kryštáliky ľadu a kvapalné fázy, čím podmieňujú vznik oblačných systémov. Katalyticky usmerňujú priebeh medzifázových reakcií, alebo same reagujú s plynmi a kvapalinami, čím ovplyvňujú proces samoočisťovania atmosféry a chemické zloženie zrážkovej vody.

Klasifikácia disperzných fáz

Do zemskej atmosféry disperzné fázy vstupujú, vznikajú v nej a vypadávajú z nej kontinuálne. Ich pôvod je rozmanitý. Minerálne častice sa generujú eolickou eróziou pedosféry a hydrosféry, explozívnou sopečnou aktivitou, vstupom z kozmického priestoru a antropickými aktivitami. Neminerálne častice kvapalného i tuhého skupenstva sa tvoria priamo v ovzduší z plynných prekurzorov, alebo majú biogénny a technogénny pôvod. Do výšky 1-2 km existuje v atmosfére distribúcia viac-menej homogénne rozložených čiastočiek, ktoré môžeme považovať za geochemické pozadie aerosólov.
Vo vzťahu k miestu vzniku sa disperzné fázy dajú rozdeliť na terestrické – kontinen-tálne a marinné a extraterestrické – kozmický prach.
Zmiešaný, terestricko-extraterestrický pôvod majú disperzné fázy emitované do atmo-sféry pri sporadických zrážkach asteroidov so Zemou.
Rozmery častíc disperzných fáz kolíšu od nanometrov do desiatok až stoviek mikrometrov.

Husar a Whitby ich rozčlenili na dve zrnitostno-genetické triedy:
1. Drobnozrný typ združuje častice
a) kondenzačné, ultrajemné ( Ø <0,01 mikrometrov); vznikajúce v atmosfére ako produkt kondenzácie plynných prekurzorov
b) akumulačné ( Ø 0,01 – 1,0 mikrometrov); prevažne tuhé, alebo kvapalné častice, vznikajúce v atmosfére koaguláciou, alebo kondenzáciou plynných fáz na tuhých časticiach kondenzačného typu.
2. Hrubozrný typ (Ø >0,01 mikrometrov), združuje prevažne minerálne a organogénne častice. Ich pôvod je prírodný ale aj technogénny
Podľa pôvodu vzniku sa častice disperzných fáz delia na prímárne a sekundárne.

Vznik primárnych častíc disperzných fáz

Dve tretiny primárnych častíc vznikajú priamo na hladine oceánov. Väčšinu veľkých primárnych častíc tvoria kryštáliky halitu (morskej soli). Hoci sa takéto častice môžu tvoriť aj priamo z morskej vody, väčšina ich vzniká v dôsledku unikania plynov na morskej hladine pri prasknutí bubliniek. Veľké kvapky padajú do vody a menšie sa ostanú vznášať v ovzduší, voda sa odparí a mikrokryštáliky halitu môžu byť transportované na veľké vzdialenosti.
Značná časť primárnych častíc pochádza z kontinentov, predovšetkým zo suchých a semiarídnych oblastí. Hlavnými pevnými zložkami takýchto aerosólov sú: karbonátický materiál, uhlík a organické zložky. Do tejto skupiny čiastíc patria aj sopečný popol a sopečné plyny, kozmický prach a impaktové produkty, tiež technogénne emisie. Fosílne palivá tiež obsahujú v hrobozrnej frakcii reziduálny minerálny materiál (ílové minerály, sulfidické minerály, karbonáty, chloridy a rôzne stopové prvky viazané na častice popolčeka). V jemnozrnej frakcii prevládajú oxidy kovov a nekovových prvkov, splodiny spaľovania a biomasa, v urbánnych oblastiach aj oter asfaltu z komunikácií a oter automobilových pneumatík, kovové častice uvoľnené trením a kavitáciou. Plynné, kvapalné a tuhé častice vojenského pôvodu, tiež rádioaktívne produkty jadrových výbuchov a havárií jadrových elektrární.
Produkcia častíc disperzných fáz, ktoré vznikajú nad hladinou oceánov, sa odhaduje na 1000 Tg a tá, ktorá vzniká dezintegráciou litosféry a eolickou abráziou pedosféry predstavuje 2000 Tg materiálu ročne

Vznik sekundárnych častíc disperzných fáz

Zložky polyfázového – aerosólového – systému atmosféry, nepretržite intereagujú. Kondenzáty a pevné častice reagujú s plynnými zložkami ovzdušia.

Kondenzácia môže byť homogénna (ak sa procesu zúčastňujú výlučne plynné zložky) alebo heterogénna, ku ktorej dochádza na povrchu pevných častíc v interakcii s kvapalinami a plynmi. Samostatný typ heterogénnej kondenzácie sekundárnych disperzných fáz predstavuje vznik oblakov, hmly a smogu.
Pri nízkej saturácii ovzdušia plynmi dochádza ku kondenzácii vtedy, ak sú tieto v atmosfére výsledkom priamej reakcie chemických reakcií v ovzduší. Výsledkom takéhoto procesu je vznik sulfátov a organických zlúčenín. Ďalší typ mechanizmu kondenzácie sa aktivuje pri ochladení ovzdušia, čo vedie k jeho supersaturácii parami určitého zloženia. Takto vznikajú v atmosfére karbonátové častice alebo oxidy kovov.
a) Homogénna nukleácia predstavuje typickú kondenzáciu jedného, dvoch i viacerých plynov v procese tvorby kvapalných častíc v atmosfére (napr. spoločná kondenzácia SO2 s vodnými parami za vzniku H2SO4).
b) Heterogénna nukleácia je veľmi účinná ak sú zúčastnené častice rozpustné v kvapaline kondenzujúcej vodnej pary. Niektoré nerozpustné častice môžu byť obalené povlakom vody a potom tvoria jadrá pre tvorbu väčších častíc. Tak vzniká značná časť atmosferických sulfátov na čiastočkách morskej soli a tak dochádza k tvorbe sulfátov na časticiach sadze. Na takéto častice sa následne často nabaľujú organogénne čiastočky.
c) Vznik oblakov a hmly predstavuje ďalší dôležitý spôsob vzniku heterogénnych sekundárnych častíc. Hmla a vodné kvapky oblakov absorbujú stopové množstvá plynov z ovdušia hneď od okamihu svojho vzniku. Časť týchto plynov sa rozpúšťa vo vode a tvorí ióny, ktoré potom reagujú v kvapalnej fáze s inými absorbovanými zložkami a tvoria nové zlúčeniny. Väčšina takých aerosólových častíc sa zúčastní niekoľkých takýchto cyklov skôr než vypadne z atmosféry.
Najdôležitejšími chemickými procesmi pri vzniku hmly a oblakov sú adsorpcia SO2 počas jeho premeny na SO42- v 4 štádiách:
1. oxidácia kyslíkom v prítomnosti katalyzátorov Mn a Fe,
2. oxidácia absorbovaným O3, ktorý je dominantným oxidačným činidlom v oblačných systémoch oceánskeho pôvodu
3. oxidácia rozpustným H2O2 (hlavne ak pH <5)
4. oxidácia O2, iniciovaná –OH skupinami.


Transport

Transport súvisí s dynamikou atmosféry. Zdroje energie pohybu ovzdušia sú rôznorodé. Hlavným je energia Slnka. Ďalším zdrojom je diferenciálna rýchlosť rotácie Zeme a jej vzdušného obalu. Tretím zdrojom je vnútorná energia Zeme (magnetizmus, zemské teplo, sopečné emanácie, gravitácia). Čoraz väčší význam nadobúda energia budená človekom z fosílnych palív, vody a jadrovej energie.
V rámci atmosferických pohybov sa v podstate dajú vyčleniť dva typy pohybov.

Horizontálne pohyby v troposfére sú pomalšie pri povrchu Zeme a s výškou ich rýchlosť narastá. V zónach kde dochádza k tangenciálnemu styku protismerných horizontálnych prúdov, vznikajú vírivé pohyby. Tie sú na severnej pologuli ľavotočivé a na južnej hemisfére pravotočivé. Takto v podstate vznikajú cyklóny. Pri lokálnom prehriatí ovzdušia nad hladinou mora dochádza k vzostupnému prúdeniu. Keď sa vzostupné prúdenie spojí s rotačným pohybom, rodia sa uragány. Podobný mechanizmus menšieho rozsahu nad kontinentami spôsobuje vznik tornád. Efektom týchto javov je nasávanie rôznorodých častíc zo zemského povrchu a vodnej hladiny do ovzdušia. V priebehu horizontálneho a vertikálneho transportu disperzných fáz dochádza k ich zrnitostnému rozvrstveniu: najhrubozrnnejšie sa udržujú v spodných vrstvách ovzdušia, spra-vidla len po dobu trvania rýchleho prúdenia atmosféry. Jemnozrnnejšie až ultrajemnozrnné stúpajú až do vrchnej časti troposféry a výnimočne aj do stratosféry (napríklad pri sopečných výbuchoch, alebo sú tam vynášané priamo technickými prostriedkami ako spaliny raketových a leteckých motorov). Aerosóly sú transportované vetrom a nepravidelnými turbulenciami.Transport sa uskutočňuje často na vzdialenosť tisícok kilometrov. Väčšina transportu na veľké vzdialenosti sa uskutočňuje vo výškach okolo 8 km. Saharský piesok je prenášaný ponad severný Atlantik a Stredozemné more. Tento sa vyznačuje veľmi homogénnym zložením. Viac než 60 % tvorí kremeň, zbytok kaolinit, živce, sľudy a illit. Avila opísal zo Španielska červené dažde, spôsobené prímesami saharského piesku, ktorého minerálne zloženie je nasledovné: illit, kremeň, smektit, palygorskit, kaolinit, kalcit, dolomit, živce. Aerosóly minerálneho zloženia: smektit-kaolinit-kremeň-dolomit pochádzajú zo západnej Sahary, z Maroka, Atlasu, alebo centrálneho Alžíra, kým aerosóly obsahujúce častice kalcitu a palygorskitu majú pôvod v severosaharskej oblasti. Hodnota pomeru illit/ kaolinit vzrastá z juhu na sever a nemení sa ani dlhým transportom. Umožňuje dobre rozlíšiť pôvod častíc zo Sahelu, centrálnej a južnej Sahary, severnej a západnej Sahary. Pri dlhom transporte postupne prevažujú v aerosóle stále menšie častice a znižuje sa podiel väčších kremenných zŕn. Väčšie klesajú k zemskému povrchu a v mase častíc aerosólu nadobúdajú stále významnejšiu úlohu ílové minerály a častice peria.

Tretina až polovica afrického prachu po transporte má priemer 2-2,5 mikrometrov, kým väčšina aerosólov má nad Saharou priemer väčší ako 10 mikrometrov.
Prachové častice z Číny sú hojne transportované ponad Pacifik do Severnej Ameriky. Častice o rozmeroch 2-5 mikrometrov nachádzame len do vzdialenosti maximálne 100 km od zdroja. Napriek tomu približne 80 % aerosólov, ktoré boli zachytené v ovzduší v blízkosti Havajských ostrovov, pochádza z ázijských zdrojov. Ich pôvod treba hľadať v centrálnej Ázii, predovšetkým v Tadžikistane. Obsahujú veľa kremeňa, živcov a karbonátov (±kyanit, akermanit a spinel). Tieto minerálne aerosóly môžu reagovať s inými atmosferickými aerosólmi a meniť svoje chemické zloženie. Možno doložiť, že minerálne častice v aerosóloch sú premiešané aerosólmi zo zdrojov vo východnej Ázii. Podľa niektorých modelov, heterogénne reakcie SO2 s ázijskými minerálnymi aerosólmi bohatými na Camajú za výsledok hojný vznik sulfátových častíc, ktoré sú unášané v asociácii s veľkými prachovými časticami.
Doba pobytu disperzných fáz v atmosfére je rozdielna. Závisí od rýchlosti prúdenia vzdušných hmôt, veľkosti unášaných častíc a na tom aké produkty vznikajú medzifázovými reakciami. Ak sú výsledkom fyzikálno-chemických procesov častice zväčšujúce svoj objem, postupne klesajú k zemskému povrchu.
Častice aerosólov môžu z atmosféry vypadávať “suchou” a “mokrou” cestou. Pri “suchom” mechanizme sú menšie častice transportované vertikálne nepravidelnou turbulentnou difúziou. Ak koncentrácia častíc v ovzduší smerom do výšky vzrastá, častice sú usmerňované do vyšších vrstiev atmosféry a naopak. Turbulentná difúzia však nevedie k vypadávaniu častíc z atmosféry. Aby sa proces vypadávania častíc uskutočnil, je potrebné, aby sa v ňom uplatnila aj flokulácia, umožňujúca sedimentáciu alebo Brownova difúzia.
Pri “mokrom” mechanizme vypadávania častíc z ovdušia dochádza k plynulej interakcii aerosólov. Väčšia časť častíc v ovzduší je zachytená vznikajúcimi kvapkami pri tvorbe oblakov a menšia časť z atmosféry vypadáva v dôsledku termickej koagulácie medzi časticami a zložkami oblačného systému.


Hlavné typy častíc v aerosóloch


Prach

Najväčšie častice atmosferických aerosólov predstavuje minerálny prach. Jeho hlavnými zdrojovými oblasťami sú púštne a semiarídne regióny severnej Afriky, Stredného východu, Austrálie, centrálnej Ázie, oblasť okolia Aralského jazera, púšte Kalahari a Atacama. Pre častice pochádzajúce z kontinentov je typický obsah Al. Z mineralogického hľadiska medzi nimi prevládajú kremeň, ílové minerály, sľudy, živce, kalcit.

Na povrchu ílových častíc sú často relikty vtáčieho peria.
Na povrchu čiastočiek obsahujúcich kovové prvky (napríklad Fe) môže za účinkovania vody, asociovanej s metalickou čiastočkou dochádzať k fotochemickej redukcii Fe3+ na Fe2+, pričom sa uvoľňuje OH-, ktoré predstavuje hlavné oxidačné činidlo v atmosfére. Fe môže byť redukované aj v dôsledku tvorby H2O2. Prísun Fe z aerosólov je dôležitý pre rast planktónu, ktorý tvorí bázu potravinového reťazca. Vyskytuje sa napríklad v aerosóloch, obsahujúcich reziduá smektitu a goethitu nad severným Atlantikom a v popolčekových časticiach.
Aj iné kovy môžu v aerosóloch reagovať a niektoré z nich predstavujú nezanedbateľné environmentálne rizikové faktory. Al, Ti a Mn sú vo všeobecnosti považované za súčasti minerálov aerosólov a väčšinou sa vyskytujú len vo frakcii väčších čiastočiek, kým Pb, Zn, Cu, Cr a Cd sú typické pre antropogénne znečistenie atmosféry a vyskytujú sa vo frakcii častíc pod 1 mikrometer. Environmentálny efekt kovy obsahujúcich aerosólov kolíše od regionálneho k lokál-nemu a vykazuje významné variácie. Napríklad málo rozvinuté krajiny, produkujúce olovnatý benzín, produkujú Pb-bohaté aerosóly. Rieky a atmosféra prinášajú do oceánov rovnaký podiel Fe, Cu, Ni a As, kým Zn, Cd a Pb pochádzajú predovšetkým z atmosféry. Výskum grónskych ľadovcov ukázal, že najviac olova je v nich z čias antického Grécka a Rímskej ríše, kedy sa používalo v každodennom živote najviac olova (starovekí Gréci a Rimania používali olovený riad, olovené nádoby, príbory i olovené nástroje). Minerálne prachové častice rozptyľujú a absorbujú viditeľné i infračervené žiarenie. Vo všeobecnosti prítomnosť väčšieho množstva aerosólov v atmosfére spôsobuje ochladenie, kým v spektrálnej oblasti infračerveného žiarenia spôsobujú zvyšovanie skleníkového efektu. V dôsledku tohto mechanizmu môže dochádzať k prehriatiu atmosféry a k ochladeniu zemského povrchu. Prach v atmosfére môže byť často dominantným činiteľom, spôsobujúcim ochladzovanie troposféry, napríklad v oblasti severného Atlantiku, západnej Afriky, Červeného mora či Severného Pacifiku.
Tvar a veľkosť aerosólových častíc má vplyv na optické vlastnosti ovzdušia. V dôsledku hygroskopických pochodov veľkosť týchto častíc ovplyvňuje ich rast. Výskum polárnych ľadovcov a morských sedimentov potvrdil, že obsah prachu v atmosfére aj v dávnych geologických dobách kolísal. Informácie indikujú, že obsah prachu v atmosfére varíroval aj v spojitosti s klimatickými zmenami. V období glaciálov boli v atmosfére výrazne zvýšené koncentrácie prachu: 50 ng/g v interglaciáloch a 1000 až 2000 ng/g v glaciálnom období. Halit

V morskej atmosfére je halit najčastejšou zložkou aerosólov. Vznikajú za vetra na povrchu morskej hladiny pri prasknutí vzduchových bubliniek.

Ich koncentrácia je na južnej hemisfére oveľa väčšia ako koncentrácia sulfátov (predstavuje asi 60 % aerosólov). Preto má aj rozhodujúci vplyv na charakter klimatických podmienok. Halit obsahujúce aerosóly majú prevažne rozmery 2-4 mikrometre ale halitové častice v ovzduší niekedy dosahujú rozmery až x.100 mikrometre. Väčšina z nich je väčšia ako 200 nm, ale sú medzi nimi aj menšie ako 80 nm. Sú transportované na veľké vzdialenosti, často aj nad vzdialené kontinenty, ochladzujú atmosféru a tvoria akési kryštalizačné centrá pre tvorbu mrakov. Vo výškach kryštalizuje v aerosóloch morskej vody halit a hydrosulfáty. Ich interakciou s plynmi iných aerosólov vznikajú na ich povrchu kondenzáciou, rozpúšťaním a následnou oxidáciou sulfáty a nitráty. Sulfáty obsahujú rôzne pomery hlavných prvkov, ktoré obsahuje morská voda: Na, Mg, Ca a K. Tyčinkovité kryštaly obsahujú mnoho Ca.

Sulfáty

Rozlišujeme antropogénny, biogénny a vulkanický zdroj sulfátov v aerosóloch (Möller 1995). Rozhodujúci vplyv na ich vznik má obsah SO2 v atmosfére. SO2 býva predovšetkým antropogénneho, alebo vulkanogénneho charakteru, ale môže byť aj dôsledkom biogénnych emisií dimetylsulfidu a karbonylsulfidu. V oceánskom prostredí uvoľňuje síru obsahujúce plyny aj fytoplanktón. Fotochemické procesy spôsobujú oxidáciu dimetylsulfidu na SO2. Následný vznik sulfátov vykazuje priamu závislosť od intenzity slnečného žiarenia. Obsah sulfátov v atmosfére má vplyv na krátkodobé globálne ochladzovanie. Pri vulkanickej činnosti sa uvoľňuje veľký objem plynov a preniká do veľkých výšok atmosféry. Explozívne sopečné aktivity zohrávajú významnejšiu úlohu v produkcii sírnych plynov. V obdobiach zvýšenej vulkanickej aktivity dochádzalo k masívnej tvorbe sulfátov v atmosfére, čo malo významný dopad na globálne ochladzovanie. Erupcia sopky El Chichón v Mexiku roku 1983 spôsobila ochladenie severnej polgule o 0,5 ºC, ktoré sa prejavovalo až do roku 1985. Rovnako, keď roku 1991 vybuchla sopka Mt. Pinatubo na Filipínach, jej erupcia spôsobila nasledujúceho roku 1992 globálne ochladenie o 0,5 ºC. Extrémne bohaté emisie na síru pri erupciách sú spôsobené frakcionáciou síru obsahujúcich prchavín vo vrchných častiach magmatického krbu pred erupciou.
60 až 80 % exhalátov síry v atmosfére je antropického pôvodu. Väčšina týchto emisií pochádza zo severnej hemisféry. Najviac síry emitujú do atmosféry elektrárne. Uvoľňuje sa pri spaľovaní uhlia a spôsobuje kyslé dažde. Sulfáty kontinentálneho pôvodu sú tvorené z (NH4)2SO4, pretože nad kontinentmi je v atmosfére pomerne vysoká koncentrácia NH3.

Zloženie sulfátov v morskej atmosfére odpovedá rovnovážnemu stavu H2SO4 <-----> (NH4)2SO4. Sulfáty sa miešajú aj s inými časticami: SO2 napríklad často kondenzuje na povrchu sferuliek sadze. Sulfáty zohrávajú významnú úlohu aj pri tvorbe mračien.


Sadze


Sadze sú najsilnejšie sorbenty solárneho žiarenia v ovzduší. Predstavujú zmes grafitu a organického uhlíka. Spaľovaním fosílnych palív a vegetácie sa tvoria uhlíkové častice obvykle nazývané sadza. Veľké množstvo jej vzniká pri požiaroch tropických pralesov. Pri požiari indonézskeho pralesa v auguste až decembri 1997 sa uvoľnilo do atmosféry viac sadzí ako pri požiari ropných vrtov v Kuvajte počas vojny s Irakom roku 1991. Sadze produkované oxidáciou biomasy sa obvykle vyznačujú obsahom draslíka, kým sadze produkované spaľovaním ropy a ropných derivátov sa vyznačujú obsahom vanádu. Značné množstvo sadzí tohto pôvodu pochádza z leteckých motorov.
Ďalšiu skupinu sadzí tvoria sadze popolov, obsahujúcich kovovú prímes. V atmosfére severnej hemisféry je to obvykle vysoký obsah Fe, Mn a Zn, ktoré pochádzajú hlavne zo spaľovania uhlia v elektrárňach. Uhlík s kovmi často vytvára kryštaly.
Uhlíkové častice tvoria obal okolo Zeme vo výške 10-11 km, avšak môžu klesnúť aj do nižších vrstiev troposféry Ich množstvo závisí napríklad na pomere vzduch/dym alebo na množstve splodín, produkovaných dieselovymi motormi. Majú typickú morfológiu. Sú tvorené pevnými sferulami, ktoré sa vyznačujú charakteristickou mikroštruktúrou turbostratických grafitických polôh. Často sú pokryté hygroskopickým povlakom.
Medzinárodný 150 členný tím vedeckých pracovníkov z USA, Nemecka, Holandska, Rakúska, Švédska, Indie a mnohých ďalších krajín zverejnil roku 2000 výsledky projektu INDOEX – INDian Ocean Experiment. Výsledkom výskumu bolo zistenie neočakávane rozsiahleho znečistenia ovzdušia nad celou severnou časťou Indického oceánu škodlivými látkami, pochádzajúcimi z južnej a juhovýchodnej Ázie. Počas zimných monzúnov emisie značne zaťažujú ovzdušie na ploche vyše 10 miliónov km2. Vrstva smogu, ktorá sa rozprestiera od hladiny mora až do výšky 3 km, pokrýva veľké časti skúmanej oblasti. Nezvyčajný tmavý opar pochádza zo sadzí, ktoré silne absorbujú slnečné žiarenie, obsahuje však aj sírany, popolček a minerálny prach.

Tieto aerosóly zmierňujú na jednej strane zohrievanie oceánu asi o 15 %, na druhej strane však prispievajú k zohrievaniu hraničnej vrstvy asi o 0,4 ºC za deň.
Skúsenosti z Japonska naznačujú zaujímavú súvislosť: úplná absencia sadzí v ovzduší môže mať negatívny dopad na životné prostredie, pretože častice sadzí sa významne podieľajú na neutralizácii kyslých dažďov.

Bioaerosóly


Organogénne častice tvoria bioaerosóly. Vznikajú na povrchu vodných plôch z vodných bubliniek, vegetácie, pôdy, spórov, peľu a baktérií. Nachádzame ich aj vo veľkých výškach. Ich veľkosť môže dosahovať až 30-55 mikrometrov. Hlavným zdrojom pre ich vznik je tropická vegetácia, útržky listov, planktón, mikroorganizmy, baktérie, vírusy. Nachádzame ich v hrubozrnej i v jemnozrnej frakcii aerosólov. Najviac sa ich tvorí počas obdobia tropických búrok v oblasti Amazonského pralesa. Zohrávajú významnú úlohu v geochemickom cykle draslíka a zinku. Za istých okolností môžu dokonca aj v urbánnych oblastiach tvoriť až 30 % aerosólových častíc. Môžu tvoriť dobrý základ – kryštalizačné centrá pre kryštáliky ľadu.


Špeciálne antropogénne aerosóly

Hoci aj v predchádzajúcich skupinách aerosólov možno vyčleniť antropogénny poddiel, existuje aj skupina aerosólov, ktoré sú takmer bezvýhradne produktom antropickej činnosti. Do tejto skupiny aerosólov patria častice, ktoré sa dostali do ovdušia v dôsledku urbanizačných aktivít človeka, ako dôsledok výroby energie, rozvoja cestnej, železničnej, vodnej a vzdušnej dopravy (a-leteckej a b-raketovej), ťažby a úpravy nerastných surovín, rozvoja poľnohospodárstva. K tejto skupine aerosólov patria napríklad aj rádioaktívne častice: a) pochádzajúce z havárií jadrových elektrární, b) z experimentálnych jadrových explózií. Diskusia


Veľký záujem o atmosferické aerosóly pochádza z poznania ich dôležitosti pri dopade na znečistenie životného prostredia, počasie a klimatické pomery. Aerosóly regulujú teplotné výkyvy priamo i nepriamo. Absorbujú a rozptyľujú slnečné žiarenie a tak modifikujú pomery na našej planéte. Aerosólové častice o rozmeroch >1 ikrometer majú funkciu jadier kondenzujúcich sa pár a prispievajú k tvorbe oblačných systémov. Tak môžu nepriamo ovplyvňovať fyzikálno radiačné podmienky na povrchu našej planéty.
Značná časť komponentov aerosólov, zachytených filtrami, vykryštalizuje a nemožno ich odlíšiť od pôvodných minerálov zemskej kôry. Niekedy možno aerosóly prirovnať k horninám. Rovnako možno hovoriť o typických marinných a kontinentálnych aerosóloch, práve tak, ako rozlišujeme bazalty a granity ako typické horniny oceánskej a kontinentálnej kôry. Obidva typy aerosólov pozostávajú z viacerých typov častíc, ktoré možno prirovnať k minerálom hornín. Na rozdiel od našich znalostí o mineráloch hornín sú však naše poznatky o mineráloch atmosferických aerosólov značne rudimentárne.
Prírodné zdroje podmieňujúce vznik aerosólov sú viac-menej konštantné.

Progresívne narastanie tohto objemu je dôsledkom pričinenia človeka. Vedie k znečisťovaniu morí ropou, chemikáliami i tuhými látkami; k znižovaniu zalesnenia krajiny, k intenzifikácii a rozširovaniu poľnohospodárskej produkcie, k expanzii púští; urbanizácia spôsobuje znečistenie ovzdušia karcinogénnymi submikroskopickými čiastočkami chrizotylazbestu, do atmosféry sa dostávajú rôzne splodiny explózií v baníctve a stavebníctve či vo vojenských stretnutiach...
Klimatické podmienky, napríklad inverzie, môžu mať vplyv na stupeň znečistenia ovzdušia a naopak, znečistenie ovzdušia môže ovplyvňovať viditeľnosť, spôsobovať zmeny teplotného režimu (ochladenie alebo oteplenie) a podmieňovať tvorbu kyslých dažďov.
Vysoké koncentrácie častíc v atmosfére môžu spôsobovať závažné zhoršenie viditeľ-nosti. Niektoré typy častíc spôsobujú kyslosť atmosféry, kým iné sú dôležite pre zdravie organizmov. Aerosóly zohrávajú významnú úlohu aj pri tvorbe hlbokomorských sedimentov.
V konečnom dôsledku aj tvorba oblačných systémov závisí na prítomnnosti rôznych častíc v aerosóloch atmosféry. Kondenzácia pár začína vždy na povrchu pevných častíc, prítomných v aerosóloch ovzdušia, ktoré pôsobia ako kondenzačné jadrá (najúčinnejšie sú mikročiastočky halitu a najjemnejšie prachové zrnká). Bez aerosólov by sa ani v stopercentne parou nasýtenom ovzduší oblak nevytvoril. Minerálne prachové častice rozptyľujú a absorbujú viditeľné i infračervené žiarenie. Vo všeobecnosti prítomnosť väčšieho množstva aerosólov v atmosfére spôsobuje ochladenie, kým v spektrálnej oblasti infračerveného žiarenia spôsobujú zvyšovanie skleníkového efektu. V dôsledku tohto mechanizmu môže dochádzať k prehriatiu atmosféry a k ochladeniu zemského povrchu. Prach v atmosfére môže byť často dominantným činiteľom, spôsobujúcim ochladzovanie troposféry, napríklad v oblasti severného Atlantiku, západnej Afriky, Červeného mora či Severného Pacifiku.

Zdroje:

Andreae, M. O., 1986: The ocean as a source of atmospheric sulfur compounds. In: Buat-Ménard, P. ed.: The role of air-sea exchange in geochemical cycling. Dordrecht, Reidel, 331-362 -
Andreae, M. O. & Crutzen, P. J., 1997: Atmospheric aerosols: Biochemical sources and role in atmospheric chemistry. Science, 276, 1052-1058 -
Avila, A., Queralt-Mitjans, J. & Alarcón, M., 1997: Mineralogical composition of African dust delivered by red rains over norteastern Spain. J. Geophys. Res. 102, 21 977-21 996 -
Blake, D. F. & Kato, K. 1995: Latitudinal distribution of black carbon soot in the upper troposphere and lower stratosphere. J. Geophys. Res. 100, 7195-7202, Bochníček 2000 -
Brasseur G. P., Orlando, J. J. & Tyndall, G. S., 1999: Atmospheric chemistry and global change. Oxford: Oxford Univ. Press., 342 p. -
Campbel, I. D., McDonald, K., Flannigan, M. D. & Kringayark, J., 1999: Long-distance transport of pollen into the Arctic. Nature, 399, 29-30 -
Clarke, A. D., Ablquist, N. C. & Covert, D. S., 1987: The Pacific marinae aerosol: Evidence for natural acid sulfates. J. Geophys. Res. 92, 4179-4190 -
Covert, D. S., Wiedensohler, A., Aalio, P., Heityenberg, J., McMurry, P. H. & Leck, C., 1996: Aerosol number size distributions from 3 to 500 nm diameter in the Arctic marine boundary layer during summer and autumn. Tellus, 48B, 197/212 -
Crutzen, P. J. & Andreae, M. O. 1990: Biomass burning in the tropics: Impact on atmospheric chemistry and biochemical cycles. Science 250, 1669-1678 -
Dayan, U., Heffter, J. Miller, J. & Guttman, G., 1991: Dust intrusion events into the Mediterranean basin. J. Appl. Meteor 30, 1185-1198 -
Dentener, F. J., Carmichael, G. R., Zhang, Y, Lelieveld, J. & Crutzen, P. J., 1996: Role of mineral aerosol as a reactive surface in the global troposphere. J. Geophys. Res. 101, 22 869-22 889 -
Duce, R. A., 1995: Sources, distribution and fluxes of mineral aerosols and their relationship to climate. In: Charlson, R. J. & Heitzenberg, J. eds: Aerosol forcing of climate. New York, Willey, 43-72.Dvořák 1987 -
Gao, Y, Arimoto, R., Zhou, M. Y., Merrill, J. T. & Duce, R. A., 1992: Relationship between the dust concentrations over Eastern Asia and the remote North Pacific. J. Geophys. Res. 97, 9867-9872 -
Golytsin, G. & Gillette, D. A. 1993: Introduction: A joint Soviet-American experiment for the study of Asian desert dust and its impact on local meteorological conditions and climate. Atmos. Environ. 27, 2467-2470 -
Grgic, I., Hudník, V. & Bizjak, M., 1993: Aqueous S (IV) oxidation – III. Catalytic effect of soot particles. Atmos. Environ. 27A, 1409-1416 Hering, S., Eldering, A. & Seinfeld, J. H. 1997: Bimodal character of accumulation mode aerosol mass distribution in southern California. Atmos. Environ., 31, 1-11 -
Hobbs, P. V. ed., 1993: Aerosol-cloud-climate interactions. San Diego. Acad. Press, 438 p. -
Hong, S., Candelone, J. P., Patterson, C. C. & Boutron, C. F., 1994: Greenland ice evidence of hemispheric lead pollution two millenia ago by Greek and Roman civilization. Science 265, 1841-1843 -
Husar, R. B. & Whitby, K. T., 1973: Growth mechanism and size spectra of photochemical aerosols. Environ. Sci. Technol, 7, 241-247 -
Charlson, R. J., Schwartz, S. E., Hales, J. M., Cess, R. D., Coakley, J. A. Jr., Hansen, J. E. & Hofmann, D. J., 1992: Climate forcing by anthropogenic aerosols. Science 255, 423-430 -
Charlson, R. J. & Heintzenber, J., 1995 : Aerosol forcing of climate, New York, 187-194 -
Junge, C. E., 1963: Air chemistry and radioactivity. New York, Academic Press, 432 p. -
Khun, M. & Ďurža, O., 2000: Environmentálna geochémia na prahu 21. Storočia. Mineralia slovaca 31, 1, 5-7 -
Lacis, A. A. & Mishchenko, M. I., 1995: Climate forcing, climate sensitivity, and climate response: A radiative modeling perspective on atmospoheric aerosols. In: Charlson, R. J. & Heintzenberg, J. eds: Aerosol forcing of climate. New York, Wiley, 11-42 -
Lahaye, J., 1992: Particulate carbon from the gas phase. Carbon 30, 309-314 -
Maštenová 1999: Padajúce hviezdy. Quark, 8, 16- 17 -
Mészáros, E., 1999: Fundamentals of atmospheric aerosol chemistry. Budapest. Akadémiai kiadó. 276 p. -
Michalsky, J. J., Pearson, E. W. & LeBaron, B. A., 1990: An assessment of the impact of volcanic eruptions on the Northern Hemispheres aerosol burden during the last decade. J. Geophys. Res. 95, 5677-5688 -
Molnár, Á, Mészáros, E., Boró, L., Borbély-Kiss, I., Koltay, E. & Szabó, G., 1993: Elemental composition of atmospheric aerosol particles under different conditions in Hungary. Atmos Environ 27A, 2457-2461 -
Novakov, T. 1984: The role of soot and primary oxidants in atmospheric chemistry. Sci. Total. Environ. 36, 1-10 -
O'Dowd, C. D., Smith, M. H., Consterdine, J. E. & Lowe, J. A., 1997: Marine aerosol, sea- salt, and the marine sulphur cycle. A short review. Atmos. Environ. 31, 73-80 -
Parrington, J. R., Zoller, W. H. & Arras, N. K., 1983: Asian dust: Seasonal transport to the Hawaiian Islands. Science, 220, 195-197 -
Patterson C. C. & Settle, D. M., 1997: Review of data on eolian fluxes of industrial and natural lead to the lands and seas to remote regions on a global scale. Mar. Chem. 22, 137-162 -
Petrjanov et al., 1989:Pósfai, M., Anderson, J. R., Buseck, P. R. & Sievering, H., 1999: Soot and sulfate aerosol particles in the remote marine troposphere. J. Geophys. Res. 104, 21 685-21 693 -
Pósfai, M. & Molnár, A. 2000: Aerosol particles in the troposphere: A mineralogical introduction. In: Vaughan, D. J. & Wogelius R. A. Ed. 2000: Environmental mineralogy. Budapest. Eötvös L. University, Vol. 2, 197-252 -
Prospero, J. M. 1999: Long-range transport of mineral dust in the global atmosphere: Impact of African dust on the environment of the southeastern United States. Proc. Nail. Acad. Sci. USA, 96, 3396-3403 -
Seinfeld, J. H. & Pandis, S. N. 1998: Atmospheric chemistry and physics. New York, Wiley, 238 p -
Schütz L. & Sebert, M. 1987: Mineral aerosols and source identification. J. Aerosol Sci. 18, 1-10 -
Snider, J. R. & Vali, G. 1994: Sulfur dioxide oxidation in winter orographic clouds. J. Geophys. Res. 99, 18, 713-18, 733 -
Tegen, I, Lacis, A. A. & Fung, I.1996: The influence on climate forcing of mineral aerosols from disturbed soils. Nature, 380, 419-422 -
Tölgyessy, J. a kol., 1989: Chémia, biológia a toxikológia vody a ovzdušia. SAV, Bratislava, 532 p. -
Turn, S. Q., Jenkins, B. M., Chow, J. C., Pritchett, L. C., Campbell, D., Cahill, T. & Whalen, S. A., 1997: Environmental characterization of particulate matter emitted from biomass burning. Wind tunnel derived source profiles for herbaceous and wood fuels. J. Geophys. Res., 102, 3683-3699 -
Uematsu, M., Duce, R. A., Prospero, J. M., Chen, L., Merrill, J. T. & McDonald, R. L., 1983: Transport of mineral aerosol from Asia over the North Pacific Ocean. J. Geophys Res., 102, 3683-3699 -
Environment. Sci. Technol. 11, 917-920 -
Warneck, P. 1988: Chemistry of the natural atmosphere. San Diego. Acad. Press, 332-351 p. -
Whitby, K. T., 1978: The physical characteristics of sulfur aerosols. Atmos. Environ., 12, 135-159 -