Aerul atmosferic - compozitie si proprietati fizico–chimice

Dupa cum s–a precizat anterior, intre suprafata terestra si inaltimea medie de 80–100km, sau, dupa unii autori mai rigurosi, p­­­ana la pragul altitudinal de 85km, compozitia atmosferei este considerata, teoretic, uniforma. In acest strat, tocmai de aceea numit omosfera, proportiile constituentilor gazosi, desi sunt diferite, se mentin mereu aceleasi. In schimb, la inaltimi mai mari de 85km sau, dupa alti autori, mai mari de 100km, adica in eterosfera, compozitia atmosferei se modifica semnificativ. Cauzele acestei modificari sunt, pe de o parte, diminuarea gravitatiei terestre care are rol major in separarea gravitationala, aici, a constituentilor chimici, si, pe de alta parte, amplificarea radiatiei solare, care disociaza anumiti constituenti si stimuleaza formarea unor noi specii chimice la inaltimi mai mari decat pragul considerat.

Constituentii gazosi ai atmosferei; compozitia atmosferei standard

Organizatia Meteorologica Mondiala a pus in circulatie lista componentilor aerului uscat (prelevat din orice punct aflat intre sol si inaltimea de 25 km) care contine gaze distincte dupa cum indica tabelul 1. Avand in vedere ca inaltimea maxima de prelevare este de 25 km, foarte apropiata de limita superioara a atmosferei ecologice ( adica cea in care se pot intalni forme de viata) este important pentru studentul ecolog sa ia nota de lista acestor constituenti.

Tabel 1. Compozitia chimica a aerului uscat conform datelor O.M.M

Din tabelul 1. numai primele 4 gaze componente au reprezentativitate in volum si greutate si anume: azotul care reprezinta 78,09 %; oxigenul cu 20,94%; argonul cu 0,93% si dioxidul de carbon cu 0,93% din amestecul de gaze dat.

Componentele constante ale atmosferei sunt in numar de doua si anume Oxigenul si Azotul.

Oxigenul molecular O₂, este indispensabil vietii, intretine arderile si apare numai in atmosfera Terrei. Detine 20,94% din totalul amestecului de gaze al atmosferei. La inaltimi mai mari de 80–100km se disociaza.

Azotul molecular, N₂, poate fi considerat, din punct de vedere al implicarii, ca o stranie dominanta chimica (pentru ca detine 78,9% din totalul amestecului gazos) in atmosfera terestra pentru ca NU participa nici direct si nici evident sau masiv (cum o fac O₂ sau CO₂) la perpetuarea vietii pe planeta. Dar nu este deloc neglijabil rolul indirect pe care il joaca N₂ in amestecul sau cu O₂, temperandu–i acestuia, mult, actiunea oxidanta si facand, indirect, posibila dezvoltarea formelor de viata pe planeta.

In relatie simpla cu biosfera, azotul molecular este sursa de hrana vegetala directa sau prin compusii sai atmosferici ajunsi la sol prin intermediul ploilor .

Componentele variabile ale atmosferei

Vaporii de apa alaturi de dioxidul de carbon si de ozon, reprezinta variabilele atmosferei pe care omul incearca sa le evalueze corect.

Studiul lor a fost stimulat initial de nevoia de cunoastere a rolului jucat in perpetuarea formelor de viata, ulterior realizandu–se ideea ca reprezinta, de asemenea, constituenti utili in circulatia atmosferica, in procesele de schimb de substanta si in alte directii pe cale de descifrare.

Vaporii de apa din atmosfera

Vaporii de apa ajung in atmosfera in urma proceselor de evaporare a apei de la suprafata atat de complexa a planetei Pamant. Ei provin insa si in urma proceselor fiziologice (de respiratie sau transpiratie) specifice lumii vii si, mai putin, in urma unor eruptii vulcanice. Vaporii de apa sunt considerati drept componenta atmosferica cu cea mai ridicata variabilitate cantitativa, spatiala si temporala dintre toate componentele variabile ale acestui invelis gazos.

Se apreciaza ca in plan vertical vaporii de apa se concentreaza masiv in stratul sol – 5km al troposferei; ei ajung insa pe cale naturala uneori si pana la 10 km - 12 km inaltime adica pana la baza stratosferei.

In plan orizontal distributia vaporilor de apa depinde de: prezenta si dimensiunile surselor terestre de evaporare, de temperatura aerului de deasupra surselor de evaporare dar si de intensitatea si directia dominanta a circulatiei aerului troposferic in zona de interes.

Doua dintre procesele fizice pe care le sufera apa atmosferica sunt: evaporarea care se desfasoara cu consum de energie calorica si condensarea care are loc cu eliberarea caldurii latente de evaporare.

Ambele procese asigura circuitul apei in natura si se deruleaza atat in atmosfera cat si pe suprafata terestra; de aceea putem spune ca, vaporii de apa ajunsi in aer, influenteaza, intr-o buna masura, bilantul caloric Pamant-atmosfera, cu adresa exacta la mentinerea efectului de sera natural al planetei.

Astfel, alaturi de dioxidul de carbon formatiunile noroase (care

reprezinta marile concentratii atmosferice de vapori de apa) absorb radiatia

calorica de unda lunga inversa adica pe cea reflectata sau, mai corect spus, pe cea retransmisa de suprafata planetara aerului atmosferic din apropierea sa, nelasand-o sa se piarda in restul atmosferei libere de deasupra plafonului de nori.

Cu alte cuvinte, stratul noros desi discontinuu la nivel planetar, joaca rolul geamurilor unei sere artificiale care nu lasa sa iasa in afara caldura primita de la radiatia directa a Soarelui pe care a lasat-o insa sa patrunda in sera, nestingherita.

Deci, stratul de nori, dupa ce a absorbit radiatia calorica reflectata, adica venita dinspre suprafata Pamantului (suprafata incalzita direct de catre Soare) o retransmite, o difuzeaza aerului interpus intre „valul” noros si suprafata terestra, exact ca in interiorul unei sere (acest subiect se va relua in capitolul 10).

Dioxidul de Carbon

Dioxidul de carbon, cu numai cele 0,030% ale sale joaca cel mai complex rol in cadrul stratului de interfata, intre Pamant si Cosmos, care este atmosfera.

Acest gaz este implicat in absorbtia radiatiei de unda lunga (infrarosie) care provine dinspre scoarta terestra dar si dinspre anumite componente ale atmosferei, participand astfel la exercitarea efectului de sera natural sau „suplimentat” al atmosferei apropiate scoartei.

Dioxidul de carbon dispare la inaltimi mai mari de 20–30 km in atmosfera.

Daca vrei sa stii si altceva…

Vom prezenta mai jos dioxidul de carbon in interpretarile recente ale cercetatorilor preocupati de rolul si relatiile acestui gaz cu restul ansamblului de mediu terestru (figurile si o parte din text ne-au fost puse la dispozitie – in manuscris - de prof.Sabina Stefan, Univ Bucuresti, careia ii multumim).

Toate procesele in care este implicat dioxidul de carbon atmosferic au loc in apropierea suprafetei Pamantului, adica in troposfera joasa. Atmosfera actioneaza, deci, numai ca un rezervor tampon, pasiv, cu o capacitate mare dar limitata. Viteza de schimb a atmosferei cu oceanul planetar si biosfera in ceea ce priveste dioxidul de carbon este relativ mica, oceanul planetar fiind un rezervor urias de CO₂ al planetei. Echilibrul dintre aceste doua rezervoare este foarte sensibil la variatiile mici ale valorilor temperaturii si pH–ul apei oceanului si de asemenea la fluctuatiile biosferei marine. Echilibrul poate sa nu fie stabil si poate fi cauza unor variatii seculare de amplitudini necunoscute.

La randul sau, omul genereaza in mod curent mari cantitati de dioxid de carbon in mediul inconjurator. Intrucat acest gaz joaca un rol important in bilantul radiativ al atmosferei, efectele asupra climatului sunt considerate deosebit de importante.

Este stiut ca dioxidul de carbon este sursa majora de carbon organic si are rol in viata plantelor. Cantitatea folosita anual de catre biosfera arata ca viata plantelor, cu ritmurile ei, are un efect evident asupra concentratiei de dioxid de carbon la nivelul suprafetei Pamantului. Asimilarea dioxidului de carbon de catre plante este controlata puternic de catre radiatia solara, pentru aceeasi cantitate de lumina ea (asimilarea) fiind proportionala cu presiunea partiala a dioxidului de carbon din aer.

Captarea dioxidului de carbon din atmosfera de catre plante este contrabalansata printr–o anumita productie de dioxid de carbon din partea componentei organice din sol in cadrul unor procese cu degajare de CO₂ care au loc sub actiunea bacteriilor. Eliberarea dioxidului de carbon de catre sol depinde de tipul de sol, de structura, umezeala si temperatura acestuia. De aceea concentratia de dioxid de carbon a aerului prezent in stratul de sol poate fi de pana la 100 de ori mai ridicata decat in aerul de deasupra nivelului solului.

In cazul analizei profilelor verticale ale dioxidului de carbon pentru doua forme tipice de vegetatie, padure si culturi, se observa amplitudinea aproximativa a fluctuatiilor implicate precum si directia fluxurilor verticale.

Astfel ziua, fluxurile sunt mai mari in comparatie cu noaptea. Grosimea stratului de aer de deasupra vegetatiei, este implicat in ciclul dioxidului de carbon si depinde de intensitatea fluxului acestuia, de starea de turbulenta a atmosferei ca si de extinderea orizontala a ariei active.

Trebuie retinut faptul ca, acolo unde solul si vegetatia sunt foarte apropiate o parte a ciclului dioxidului de carbon este scurtcircuitata si de aceea include numai cele mai joase straturi ale atmosferei.

Variatia zilnica a concentratiei acestui gaz este controlata prin ritmul de absorbtie si difuzia turbulenta. Specialistii au demonstrat ca cele mai scazute valori sunt atinse inainte de apus, iar cele mai ridicate la rasaritul soarelui. Descresterea mica a dioxidului de carbon cu inaltimea in timpul zilei si cresterea mare in timpul noptii nu reflecta fluxurile de dioxid de carbon, ci mai degraba difuzia turbulenta diferita diurn. Inregistrarile sunt si ele diferite pe vreme frumoasa fata de zilele noroase si aceasta datorita reducerii absorbtiei si variatiei mai mici a curentilor de difuzie.

In alta ordine de idei, pentru atmosfera omul a devenit un furnizor de CO₂  “in plin avant”, prin tot mai extinsele sale platforme industriale sau zone rezidentiale de tip megalopolis.

Concentratia de CO₂ in aerul de deasupra suprafetei oceanice poate fi controlata prin concentratia de H₂CO₃ din aer, a CO₂ sau H₂CO₃ din in apa, pentru ca acestea, la randul lor sunt in echilibru cu ionii de bicarbonat HCO₃^-si CO₃⁼.

Concentratia la echilibru [CO₂] in aer este proportionala numai cu [H₂CO₃]:

[CO₂]=b₁[H₂CO₃].

Sistemul acesta de ecuatii arata ca la o crestere a [CO₂] si corespunzator a [H₂CO₃], trebuie sa creasca, de asemenea si [H]. Efectul modificarii valorii pH–ului implica o crestere de 1% a continutului de CO₂ in apa oceanica pentru fiecare crestere de 12,5% a concentratiei de CO_2.

Cantitatea totala de CO₂ dizolvata in apa oceanului este puternic dependenta de

valoarea pH–ului, de temperatura si de salinitatea acesteia.

Oceanele intertropicale actioneaza ca o sursa permanenta, dar apele oceanice de la latitudinile temperate si reci actioneaza ca un put urias absorbant pentru dioxidul de carbon atmosferic.

Fluxul de dioxid de carbon din atmosfera care se deplaseaza dinspre latitudinile tropicale spre cele polare trebuie sa fie echilibrat de fluxul invers, corespunzator celui din ocean in cadrul caruia apele arctice sunt vehiculate si dirijate spre latitudinile calde, intertropicale. Rolul abundentei sau distrugerii planctonului oceanic este studiat intens in legatura cu fluctuatiile naturale ale CO₂ din apa oceanica.

Exista scenarii triste asupra modificarii majore a climei planetare la nivelul anilor 2030–2050 in care eventuala disparitie masiva a planctonului oceanic ar putea modifica foarte grav bilantul CO₂ atragand dupa sine un sir de reactii de raspuns, in lant, distructive pentru mediu.

Distributia dioxidului de carbon in

atmosfera

Incepand din 1957 concentratiile de CO₂ au fost monitorizate, astazi existand o retea de peste 40 de statii fixe sponsorizate de mai mult de 10 state membre ale O.M.M. Cea mai reprezentativa este cea din Hawaii deoarece are inregistrari continue de concentratii ale dioxid de carbon.

Integrand rezultatele acestor masuratori sistematice cercetatorii atmosferei fac urmatoarele evaluari: nivelurile concentratiei de CO₂ din atmosfera au crescut incepand cu perioada industriala de la aproximativ 280ppmv in 1958 la aproximativ 356 ppmv, in 1990 (Figura 1). La obtinerea acestor rezultate au contribuit si analizele asupra bulelor de aer gasite in interiorul ghetarilor.

Figura 1 evidentiaza cresterea observata a concentratiilor de CO₂, ea fiind atribuita activitatii antropice, deoarece:

• Cresterea pe termen lung a dioxidului de carbon din atmosfera urmeaza indeaproape cresterea in emisiile de CO₂ catre aceasta. •Desi CO₂ este bine amestecat in atmosfera, concentratiile masurate apar usor mai ridicate in emisfera nordica, datorita surselor de emisie antropica mult mai numeroase aici.

Fig. 1. Concentratia de CO₂ continuta din analiza bulelor de aer din interiorul ghetarilor (exprimata in ppmv- parti per un milion dintr-un volum)

Cresterea diferentei de temperatura a aerului intre cele doua emisfere ale Terrei s-a produs odata cu cresterea emisiilor de CO₂ catre aceasta.

–Ratele medii ale concentratiei de CO₂ au crescut in timpul anului 1980 avand valori de 0,4% sau astfel spus, de 1,5 ppmv/ an. Ori acest raport este echivalent cu aproximativ 3,2 Gtc/an, sau astfel spus cu 50% din emisiile antropice totale de CO₂.

Referindu-se la o perioada de timp deceniala, fig. 2 arata ca proportia de emisii de CO₂ din atmosfera a ramas aproximativ constanta (~ 50%). Pentru perioada 1981–1990 rata globala medie creste cu aproape 1,4ppmv/an, fiind mai mica decat in anii 1980 cand era de aproximativ 1,5ppmv/an.

Variabilitatea din fig. 3. este considerata de catre cercetatori ca fiind legata de fenomenul oscilatiei sudice, ENSO (El Niño-Southern Oscillation Index), desi mecanismul cauza–efect nu este perfect cunoscut.

O explicatie ar putea fi schimbul dintre ocean - care este un urias rezervor de CO₂ - si atmosfera.

Fig.2. Rata de crestere a concentratiei de CO₂ incepand cu anul 1958 la statia Mauna Loa  

Fig.3. Rata de crestere a cantitatii de CO₂ in perioada 1981-1990, obtinuta prin reteaua de 30 de statii  NOAA (dupa Conway, 1988)