Levegőkörnyezet és az emberi tevékenység

A légkörben megfigyelhető különböző mozgások és jelenségek hátterében nagyrészt fizikai folyamatok állnak. A leginkább közismert jelenség a szél, amely a felszínnel párhuzamosan áramló levegő elnevezése. A szél és az egyéb mozgásformák (pl. függőleges mozgások, örvények) a légkörben fellépő erőhatások következményei. A szél vektormennyiség, nagyságával és irányával jellemezzük. Ez utóbbi (a meteorológiában) megállapodás szerint az az irány, ahonnan a szél fúj.

Newton második törvénye (lásd dinamika alaptörvénye) szerint, a tömegpontra (testre) ható erő a tömegpont sebességének időbeli megváltozásával, azaz a gyorsulásával arányos (feltételezve, hogy a tömeg időben nem változik). A megfigyelhető mozgások a különböző erőhatások eredőjeként jönnek létre. Ez az erőhatások függetlenségének elve, amelyet szokás Newton negyedik törvényének is nevezni. A légkörben ható erők közül a legnagyobb jelentőségűek a gravitációs, a nyomási gradiens, a súrlódási, a felhajtó, valamint az eltérítő (Coriolis) és a centrifugális erők.

A gravitációs erő a légkör minden molekulájára, atomjára hatással van, a Föld középpontja felé irányul. Értékét általában álladónak feltételezzük, ekkor a magassággal, illetve a földrajzi szélességgel való kismértékű változását elhanyagoljuk. Az egységnyi felületre ható gravitációs erő a légnyomás, a földfelszínen a légkör teljes tömegét figyelembe véve a nyomás átlagos értéke 1013 hPa (101300 Pa).

A nyomási gradiens erő a légkörben fellépő egyik legjelentősebb erőhatás. A földfelszínre érkező napsugárzás értéke a Föld gömbalakja miatt nem egységes, a hőmérséklet térben és időben nagymértékben változik, azaz a felszín nem egyenlő mértékben melegszik fel. Ideális gázok esetében (a száraz levegő jó közelítéssel ennek tekinthető) a nyomás és a hőmérséklet változása együtt jár. A különböző hőmérsékletű felszínek különböző légnyomással párosulnak. A nyomáskülönbség kiegyenlítése miatt jön létre a nyomási gradiens erő (1.1 ábra). Értelemszerűen, a nyomási gradiens erő nagysága annál nagyobb, minél nagyobb az egységnyi távolságra eső nyomáskülönbség (azaz a nyomási gradiens), iránya pedig a nagyobb nyomású területekről a kisebb felé mutat. A légnyomás- és a hőmérséklet-különbségek kiegyenlítése miatt létrejövő légmozgás az általános légkörzés kialakulásának elsődleges oka.

1.1. ábra - A nyomási gradiens, a nyomási gradiens erő és a szélsebesség

A Föld forgása miatt lép föl a Coriolis (eltérítő) erő (1.2 ábra). Ugyanis, a levegő az egyenes vonalú mozgás helyett görbült pályát ír le a felszíni megfigyelő számára. Ez annak tudható be, hogy a Föld a mozgás ideje alatt „kifordul” a mozgó test (levegő) alól. A Coriolis erő ún. látszólagos erő, amely a csak a felszínhez rögzített koordináta-rendszerben lép föl. Mivel a Föld forgásának a következménye, nagysága függ a forgástengelytől való távolságtól (a földrajzi szélességtő), illetve a szélsebességtől. Az eltérítő erő nagysága annál nagyobb, minél nagyobb a szélsebesség, valamint minél nagyobb a földrajzi szélesség. (A Coriolis erő nagysága az Egyenlítőn nulla, míg értéke a Sarkokon a legnagyobb.) Független ugyanakkor a szél irányától. Az északi félgömbön a mozgást mindig jobbra, a déli féltekén balra téríti el. Összességében, a Coriolis erő a szél irányát befolyásolja, erősségét nem.

1.2. ábra - A középpontból golyót gurítunk a korong széle felé. Álló rendszerben a bordó nyíllal jelzett irányban, forgó rendszerben a piros szaggatott pálya mentén fog mozogni a golyó.

A középpontból golyót gurítunk a korong széle felé. Álló rendszerben a bordó nyíllal jelzett irányban, forgó rendszerben a piros szaggatott pálya mentén fog mozogni a golyó.

A földfelszínhez közeli légrétegben, különösen a levegő és a felszín határzónájában a súrlódási erővel is számolni kell. A súrlódási erőt a közegben fellépő belső ellenállási erők hozzák létre. Iránya ellentétes a mozgás irányával, ezáltal a sebességet csökkenti (1.3 ábra). Értéke függ a közegre jellemző súrlódási együtthatótól, a közeg sűrűségétől és a sebesség térbeli megváltozásától (gradiensétől, amely a sebesség egységnyi távolságra eső megváltozása). A súrlódási erő főként a különböző közegek határán válik jelentőssé. Emiatt, a légkörben a felszín közelében játssza a legfontosabb szerepet. A szél sebessége a súrlódási erő csökkenése miatt a magassággal nő, az 1-2 km magasságtól kezdve a súrlódás gyakorlatilag elhanyagolható (légköri határréteg, lásd 1.2.4. pont). A mindennapi életben számos jelenség oka a súrlódási erő. Mivel a szél sebessége csökken a súrlódási erő miatt, a szél energiája is csökken, s az energia nagyrészt a felszín mechanikai energiájává alakul. Ez okozza a fák ágainak, leveleinek mozgását, a tavak, folyók, tengerek hullámzását, a széllökéseket.

1.3. ábra - Súrlódási erő

A légkörben igen gyakran görbült, vagy körpályán mozog a levegő. A levegő körpályán „tartásához” szükség van az ún. centrifugális erőre, amelynek nagysága a mozgás sebességétől és a kör középpontjától való távolságtól függ.

A meteorológiában általában külön vizsgálják a felszínnel párhuzamos és a vertikális irányú mozgást. Első esetben advekcióról, a másikban konvekcióról beszélünk. E megkülönböztetés oka az, hogy e mozgások különböző térskálákon eltérő jelentőségűek. Az advektív légmozgások általában a nagy távolságú, akár kontinensnyi, vagy a Föld egész felszínének mentén, míg a konvektív mozgások a troposzférában, maximum 10-15 km magasságig bekövetkező áramlást jelenthetnek. A függőleges mozgásoknak a felhőképződésben alapvető szerepe van.

1.1.2 Függőleges mozgások, légköri stabilitás

A vertikális mozgásoknak két alaptípusát különíthetünk el, az ún. kényszer és a szabad (termikus) konvekciót (1.4 ábra). Az első esetben az áramló levegőt valamilyen akadály készteti emelkedésre, mint pl. a domborzat, frontoknál a hideg légtömeg (lásd 1.3. alfejezetben), stb. Szabad konvekció létrejöttekor a levegő a felhajtóerő hatására száll fel. Ennek oka, hogy a felszínen egy adott kiterjedésű légcella, vagy levegőbuborék a környezeténél jobban felmelegszik. E levegőbuborék hőmérséklete nagyobb, míg sűrűsége kisebb a környezetében lévő levegőénél. Mindez az általános gázegyenletből következik, mivel a légnyomás mindkettőnél azonos. A felhajtóerő felfelé irányul, nagysága a melegebb levegőbuborék és a környezete közötti sűrűség-, illetve hőmérséklet-különbséggel arányos. A levegő emelkedése mindaddig folytatódik, amíg a hőmérséklet-különbség fennáll.

1.4. ábra - Szabad és kényszer konvekció.

A légkör legalsó rétegében (troposzféra, lásd 1.2.3 pontban) a hőmérséklet a magassággal csökken. Az egységnyi magasságra eső hőmérséklet-csökkenést hőmérsékleti gradiensnek nevezik, amelynek értékét általában 100 m-re vagy 1 km-re adják meg. A hőmérséklet magassággal való csökkenése mind az emelkedő levegőcellára, mind a környezetére igaz, ugyanakkor, a hőmérsékleti gradiensük értéke általában nem azonos. A szabad konvekcióval emelkedő, száraz levegőbuborékban a hőmérséklet minden esetben 10°C-t csökken 1 km-enként, az ún. adiabatikus (hőcserementes) állapotváltozás következtében. A levegőbuborék környezetében a hőmérsékleti gradiens értéke általában kisebb, vagy nagyobb a -10°C/km-es értéknél (természetesen a gradiens abszolút értékét kell figyelembe venni), ezért a buborék és a környezete közötti hőmérséklet-különbség változik a magassággal. A szabad (termikus) konvekció esetén labilis légállapotról beszélünk. Ekkor a környezet hőmérséklete gyorsabban csökken és mindig kisebb, mint a levegőbuboréké, azaz a környezeti levegő hőmérsékleti gradiense nagyobb, mint -10°C/km. Fordított esetben, stabilis légállapotról van szó (1.5 ábra). A levegőbuborék hőmérséklete ilyenkor kisebb (hidegebb) a környezeténél, emiatt sűrűsége nagyobb lesz, és a felszín felé süllyedni fog. Semleges légállapotról akkor beszélünk, amikor mindkét közegben a hőmérsékleti gradiens -10°C/km.

1.5. ábra - Légköri stabilitás.

1.1.3 Felhőképződés

Felhők leggyakrabban az emelkedő (kényszer, vagy szabad) levegőben keletkeznek. A felszín közelében száraz levegő a magassággal lehűl, a benne lévő vízgőz telítetté válik. A folyamat megértéséhez tudnunk kell, hogy a vízgőz korlátlan mennyiségben nem lehet jelen a levegőben (természetesen ez más gázokra is igaz). Bizonyos koncentráció elérése után telített állapotba kerül, amely a levegőben, gázfázisban található vízmolekulák koncentrációjának maximális értéke. Ezt telítési gőznyomásnak is nevezik. Amikor a vízgőz koncentrációja eléri ezt a szintet, a levegő relatív nedvességtartalma 100%. (A relatív nedvesség a tényleges és a telítési vízgőztartalom aránya, százalékban kifejezve.) A különböző gázok telítési gőznyomása azonban függ a hőmérséklettől. Minél kisebb a hőmérséklet, annál kisebb a telítési gőznyomás értéke (további érdeklődőknek vö. Clausius-Clapeyron-törvénnyel). Korábban már szó volt róla, hogy a levegőbuborék emelkedése során a buborékban a levegő adiabatikus, azaz hőcserementes állapotváltozáson megy keresztül. Ez akkor lehetséges, ha környezetével nem keveredik, s így a levegőben lévő vízmolekulák koncentrációja sem változik. Az emelkedés során a levegő vízgőztartalma nem változik, ugyanakkor hűl, és ezzel párhuzamosan a telítési gőznyomás is csökken (1.1 táblázat). E folyamat együttes eredménye, hogy adott magasságban a levegő vízgőztartalma egyenlővé válik a telítési gőznyomás értékével, és megindul a víz kondenzációja.

1.1. táblázat - A telítési vízgőznyomás a hőmérséklet függvényében.

A víz mindhárom halmazállapotban megtalálható a légkörben, s a fázisok közötti átmenet minden irányban végbemehet, azaz párolgás és kondenzáció (folyadék – gáz – folyadék), fagyás és olvadás (folyadék – szilárd – folyadék), valamint szublimáció és depozíció (szilárd – gáz –szilárd) is megfigyelhető. Fázisváltáskor a molekulák energiaállapota megváltozik. Általánosságban a molekulák kinetikus energiája gázhalmazállapotban a legnagyobb, folyadékfázisban kisebb, míg szilárd állapotban a legkisebb. Fázisváltáskor a halmazállapotok közötti energiakülönbség felszabadul, vagy elnyelődik, attól függően, hogy milyen irányban megy végbe a folyamat. Pl. párolgáskor energiát kell befektetni („a párolgás hőelvonással jár”), míg kondenzációkor hőfelszabadulás tapasztalható.

A továbbiakban – az egyszerűség kedvéért – a vízcseppekből álló felhők képződését tárgyaljuk. Földi körülmények között a felhők, illetve a felhőket alkotó kicsiny vízcseppek a vízgőz ún. heterogén kondenzációjával jönnek létre. A heterogén kondenzáció azt jelenti, hogy a víz fázisváltása minden esetben aeroszol részecskéken (lásd 4. fejezet) (ún. kondenzációs magvakon) megy végbe. A kondenzációs magvak általában vízben jól oldódó, higroszkópos tulajdonságú szervetlen sókból állnak (részletesebben lásd a 4. fejezetben).

A levegőbuborék emelkedése a kondenzáció megindulása után is folytatódik, de benne a hőmérsékleti gradiens lecsökken, mivel a kondenzáció során felszabaduló hő hozzáadódik a légcella hőmérsékletéhez. Ezáltal az emelkedési sebesség csökken, végül nullává válik.

A kondenzációs magvak jellemző mérete d<0,1µm, míg a felhőcseppek átlagosan 10 (1-100) µm átmérőjűek, tehát az aeroszol részecskék „kiindulási” méretük sokszorosára növekednek (6. ábra). Ez a növekedés főként a vízmolekulák kondenzációjának („kicsapódásának”) és az ún. cseppnövekedési mechanizmusoknak (pl. gravitációs koaguláció, vagy a Bergeron-féle mechanizmusnak, lásd alább) köszönhető. A telítési gőznyomás elérésekor a kondenzációs magvak a vízgőz abszorpciója miatt növekedésnek indulnak. A feláramlás a kondenzáció kezdetekor nem szűnik meg, és a telítési gőznyomás a hőmérséklet csökkenése miatt tovább növekszik. Ezáltal a kondenzációra rendelkezésre álló vízmennyiség is tovább nő, és a cseppek spontán, elvileg a végtelenségig növekedhetnek (szakmai kifejezéssel élve a cseppek labilis egyensúlyi állapotban vannak).

1.6. ábra - Esőcseppek, felhőcseppek, kondenzációs magvak tipikus mérete.

Kondenzációval nemcsak a cseppek mérete, de tömege is jelentősen megnő. Tömegük növekedésével arányosan esési sebességük is egyre jelentősebbé válik. Mivel a cseppek esési sebességét a tömegük befolyásolja leginkább, a különböző tömegű (méretű) cseppek eltérő sebességgel fognak hullani. Emiatt, a gyorsabb (és nagyobb) cseppek utolérik a lassúbbakat (kisebbeket), összeütköznek velük, végül az ütköző cseppek összeolvadnak. Ezt a folyamatot gravitációs koagulációnak hívjuk. A cseppnövekedést elősegítő másik folyamat az ún. Bergeron-féle mechanizmus. Ha a kialakult felhőben vízcseppek és jégkristályok egyidejűleg jelen vannak (természetesen ez csak 0°C-nál hidegebb felhőkben fordulhat elő), akkor a folyadékcseppek „átpárolognak” a jégkristályokra, s így növelik meg a kristályok méretét. Ennek oka az, hogy a telítési gőznyomás nem csak a hőmérséklettől, de a halmazállapottól is függ: jégfelszín felett kisebb, mint folyadékfelszín felett.

1.2 A légkör vertikális felépítése

A Földet övező gázburok több száz km vastagságú, amelyben különböző tulajdonságú rétegek, régiók figyelhetők meg. A légkör függőleges szerkezét ezért a kémiai összetétel, és a különböző fizikai tulajdonságok (pl. légnyomás, hőmérséklet) alapján vizsgálhatjuk. Mivel e paraméterek vertikális eloszlása eltér egymástól, ezért a különböző szempontok alapján meghatározott légköri szerkezet sem azonos.

1.2.1 A légkör sűrégének és nyomásának függőleges változása

A nehézségi erő minden testre, így a légkörben lévő gázok molekuláira is hat. A gravitációs erő hatásának következménye, hogy a légkör tömege és sűrűsége (az egységnyi térfogatú levegő tömege) a magassággal csökken. A tömeg (sűrűség) folyamatosan, exponenciálisan csökken a magasság (1.7 ábra).

A felszínen a légnyomást a földfelszín feletti légoszlop teljes, míg a légkör magasabb szintjeiben értelem szerűen az adott szint feletti légoszlop tömege határozza meg. Mivel a légkör tömege exponenciálisan csökken a magassággal, ezért a légnyomás függőleges változását is ez a szerkezet jellemzi.

1.7. ábra - A légnyomás változása a magassággal.

A légkör sűrűségének és nyomásának nagymértékű (exponenciális) csökkenése eredményezi, hogy a légkör összes tömegének fele az alsó kb. 5,5 km-es rétegben található, s 5,5 km magasan a légnyomás kb. fele a felszíninek. 20 km felett a tömegnek már csak 10%-a található, a légnyomás pedig a felszíni nyomás tized része. 30 és 50 km-en az exponenciális csökkenés miatt a légnyomás rendre század és ezred része a felszíninek, e szintek felett a levegő összes tömegének is csak rendre 1% és 0,1%-a található.

1.2.2 A levegő összetétele. A kémiai összetétel változása a magassággal

A Föld légköre különböző gázok keverékéből áll. Mint ismeretes, a talaj közelében átlagos összetételét 78,1%-ban nitrogénmolekulák, 20,9%-ban oxigénmolekulák és 0,9%-ban nemesgázok (főként argon) alkotják. E fő összetevők mellett, lényegesen kisebb koncentrációban számos nyomgáz (pl. vízgőz, szén-dioxid) is megtalálható. A levegő összetételéről részletesen a 2. fejezetben lesz szó. A légkör szerkezetét vizsgálva fontos tudni, hogy a levegő összetétele változik-e a magassággal, mivel a levegőben előforduló komponensek más jellemzőket (pl. hőmérséklet) is befolyásolnak.

A légkör sűrűségének és nyomásának függőleges eloszlásával ellentétben, a légkör kémiai összetételében két réteg különíthető el (1.8 ábra). Az alsó réteget, amely kb. 80-85 km magasságig terjed, homoszférának nevezzük. Ebben a rétegben a légköri keverő mozgásoknak köszönhetően, a légkört alkotó fő gázösszetevők koncentrációinak aránya (ún. keverési arány) nem változik, a levegő átlagos molekulatömege 28,97 gM^-1. Természetesen ez nem azt jelenti, hogy a homoszféra egészében a nyomgázok keverési aránya is állandó lenne. Pl. vízgőz legnagyobb koncentrációban (és keverési arányban) az alsó 10-20 km-es rétegben található, míg a légkör összes ózonmennyiségének 90%-a a 20-50 km közötti tartományban fordul elő. (A következményekről részletesebben az 1.2.3 pontban lesz szó.)

A homoszféra felett helyezkedik el a heteroszféra. Ebben a rétegben a levegő sűrűsége nagyon kicsi, a levegő tömegének csak kisebb, mint 0,001%-a található a heteroszférában. A légköri keverőmozgások nem hatékonyak, ennek következtében a levegő molekulatömege a magasság függvénye. A nehezebb molekulák, atomok alacsonyabban, míg a könnyebbek magasabban helyezkednek el. A heteroszféra „tetején” H-atomokból áll a légkör, amely már átmenetet képez a bolygóközi térrel.

1.2.3 A légkör hőmérsékleti szerkezete

A légkör szerkezetét leggyakrabban a hőmérséklet függőleges eloszlásával szoktuk jellemezni. A levegő hőmérséklete a magasság növekedésével nem változik egyenletesen, különböző rétegek figyelhetők meg. E rétegek legfontosabb jellemzője a hőmérsékleti gradiens (definíciót lásd 1.1.2 pontban) értéke és előjele. Negatív a hőmérsékleti gradiens, ha a magassággal csökken a hőmérséklet, míg pozitív, ha a hőmérséklete növekszik. Ez utóbbi esetben hőmérsékleti inverzióról beszélünk. A légkör egyes rétegeiben a hőmérséklet nem változik a magassággal, amelyet izotermiának nevezünk. Az izotermia és a hőmérsékleti inverzió akadályozza a feláramlást, ezért az ilyen hőmérsékleti szerkezettel jellemezhető levegőben nincs felhőképződés.

A légkör hőmérsékleti rétegzettségét mutatja be a 1.8 ábra. A földfelszínhez legközelebb a troposzféra található. E réteg magassága változik a földrajzi szélességgel, és az év során sem tekinthető állandónak. A troposzféra átlagosan az Egyenlítő felett 18 km, míg a Sarkoknál 8 km vastagságú. Legfontosabb jellemzője, hogy a hőmérséklet csökken a magassággal, az átlagos hőmérsékleti gradiens -6,5°C/km. A negatív gradiens annak a következménye, hogy a légkört a földfelszín infravörös sugárzása melegíti. A negatív hőmérsékleti gradiens miatt e rétegre az intenzív felhő- és csapadékképződés, a változékony időjárás jellemző. Ez magyarázza e légréteg nevét, mivel a „tropein” görög eredetű szó, változást jelent. A troposzféra a légkör számunkra legjelentősebb tartománya, az 1.2.4 pontban az átlagos felépítés mellett a finomabb szerkezetét is tárgyaljuk.

A troposzféra tetején a hőmérséklet csökkenése megáll, azaz a troposzférát egy izoterm réteg zárja le, amely a troposzféra konvektív mozgását „lezárja”. Ezt a réteget tropopauzának nevezik. A hőmérséklet átlagos értéke ~-60°C. Magassága a troposzférához hasonlóan változó, különbözik az Egyenlítő és a Sarkok felett, illetve az éve folyamán is más-más. Nagyon különböző légtömegek találkozásakor a tropopauza „felszakadhat” (az izotermia megszűnik). Ilyenkor jelenik meg a futóáramlás (jet stream), és ezekben az időszakokban fordul elő, hogy a légkör magasabb régióiból ózonmolekulák juthatnak le a troposzférába.

A tropopauza felett található a kb. 50 km magasságig terjedő sztratoszféra. A sztratoszférában a hőmérséklet növekszik a magassággal, azaz hőmérsékleti inverzió jellemzi, amely gátolja a konvektív áramlások létrejöttét és fennmaradását. A sztratoszféra kialakulásának oka az itt található ózonréteg (részletesen lásd: 7. fejezetet), amely intenzíven nyeli el a Napból érkező ultraibolya sugárzást. Az energiaelnyelés egyik következménye a melegítő hatás. A sztratoszférát ugyancsak egy izoterm réteg, a sztratopauza zárja le. Ennek magassága kb. 50 km. Ebben a magasság felett a légkör össztömegének már csak mintegy 0,001 része van, a légnyomás ~1 hPa körüli.

A sztratoszféra és sztratopauza felett, kb. 50-85 km magasságban helyezkedik el a mezoszféra. Ebben a rétegben – a troposzférához hasonlóan – a hőmérséklet csökken a magassággal, s a mezoszféra tetején, a mezopauzánál van a légkör leghidegebb tartománya. A negatív hőmérsékleti gradiens és a kis hőmérséklet következtében ritkán felhők is megfigyelhetők, amelyeket éjszakai világítófelhőknek neveznek. A mezopauza ismét egy izoterm réteget jelent, amely a mezoszférát és a termoszférát különíti el. A termoszféra kiterjedése kb. 85-500 km, benne a légkör nagyon kis sűrűségű. A molekulák (pl. O₂) elnyelik a nagy energiájú napsugárzást, amelynek következtében a magassággal nő a hőmérséklet.

1.8. ábra - A légkör hőmérsékleti szerkezete és kémiai összetételének változása a magassággal.

1.2.4 Légköri határréteg

A troposzféra hőmérsékleti szerkezét alaposabban megvizsgálva, megállapítható, hogy a hőmérséklet monoton csökkenése csak általánosságban igaz. A hőmérsékleti és egyéb fizikai paraméterek (pl. szél) magasság szerinti változásának vizsgálatból kiderül, hogy a troposzféra két, egymástól lényegesen eltérő tartományra bontható fel. A felszínhez közeli, mintegy 500-3000m vastag réteget légköri határrétegnek, a felette lévőt szabad troposzférának nevezik. Definíció szerint (Stull, 1988) a légköri határréteg a troposzféra azon tartománya, amelyet a felszín közvetlenül befolyásol, s amely a felszíni hatásokra kevesebb, mint egy órán belül reagál. Az erőteljes felszíni hatások miatt a határréteg vastagsága változik nap folyamán, lényegében a hőmérséklet napi alakulását követi, továbbá, vastagsága függ az évszaktól és a földrajzi szélességtől is.

A légköri határréteg a troposzféra (a légkör) talán legfontosabb része, mivel a különböző nyomanyagok forrásai általában itt találhatók, illetve a nyomanyagok keveredése is döntően itt zajlik. A határréteg sem tekinthető egynemű rétegnek, általában három alréteg (lásd 1.9 ábra) figyelhető meg benne. A felszínhez legközelebb az ún. lamináris réteg található (gyakran ki sem alakul, vastagsága általában kisebb, mint 1 mm), amelyet lamináris áralmás jellemez. E felszínt határoló rétegben a különböző tulajdonságok (és a nyomanyagok) kicserélődését a molekuláris diffúzió határozza meg.

1.9. ábra - A légköri határréteg szerkezete.

A lamináris réteg felett található az ún. felszínközeli réteg, amelynek vastagsága általában a határréteg vastagságának 10%-a, 10-100m. E rétegben a turbulens diffúzió játssza a fő szerepet. Fontos jellemzői közé tartozik, hogy a tulajdonságok (és a nyomanyagok) fluxusa (függőleges kicserélődése) nem függ a magasságtól. A súrlódási erő miatt a szél iránya nem változik, ugyanakkor sebessége nő magassággal. Ez utóbbit ún. szélprofil-függvényekkel szokták figyelembe venni. A felszínközeli rétegben a hőmérséklet nappal gyorsan csökken a magassággal, míg éjszaka a felszín intenzív hűlése miatt inverzió alakulhat ki, amelyben a szennyezőanyagok jelentős mértékben feldúsulhatnak. Tovább bonyolítja a helyzetet, hogy városok felett speciális felszínközeli réteg alakul ki, amelyben dinamikai szempontból további két alréteget lehet elkülöníteni. A beépítés miatt közvetlenül érintett alréteg a nagyszámú épületkanyont foglalja magába, míg az ún. súrlódási alrétegben az egyes kanyonokból származó fluxusok (pl. energia, nedvesség, nyomanyag) keverednek egymással, amely a különböző tulajdonságok jelentős inhomogenitását okozza (1.10 ábra). A napsugárzás hatására felmelegedő épületek jellegzetes ún. városi feláramlás kialakulását okozzák. A kialakuló örvények méretét a városban, vagy a város környezetében található domborzat is befolyásolja.

1.10. ábra - Jellegzetes áramlási kép városok felett, alacsony szélsebesség esetén.

A légköri határréteg harmadik alrétege a külső határréteg, amelyet Ekman-, vagy konvektív keveredési rétegnek is neveznek. Ebben a rétegben a turbulens súrlódási erő mellett, fontos szerepet játszik a nyomási gradiens és a Coriolis erő is, amelynek következménye, hogy mind a szél iránya, mind sebessége változik a magassággal, az ún. Ekman-spirál mentén. Azaz, a magasság növekedésével szél jobbra fordul és megerősödik. A konvektív keveredési réteg elnevezés abból ered, hogy e rétegre jellemzők a konvektív cellák (termikek). Ezek a turbulens örvények szállítják a magasba a különböző tulajdonságokat (hőt, vízgőzt, nyomanyagokat), s a konvektív mozgások intenzív turbulens keveredést okoznak. A felemelkedő levegő helyére ugyanakkor a szabad troposzférából érkezik levegő. A troposzférának azt a részét, amelyet a termikek legmagasabb részei, valamint amelyet a szabad troposzférából legalacsonyabbra áramló levegő jelölnek ki, bekeveredési (inverziós) rétegnek nevezzük. Egyszerűen fogalmazva, ez az „átmeneti” tartomány jelenti a légköri határréteg felső határát. A bekeveredési rétegben nagyon jellemző a hőmérsékleti inverzió kialakulása, amely megakadályozza pl. a nyomanyagok továbbemelkedését. Továbbá, a határrétegben található felhők a keveredési réteg és az inverziós réteg határán jelennek meg (pl. az ún. jóidő-felhők).

Éjszaka a határréteg megváltozik, s igen gyakran stabilis légállapot jellemzi. Éjszaka a felszínközeli rétegben lehűl a levegő, gyengülnek, vagy megszűnnek a turbulens örvények, csökken a keveredés, kialakul az ún. éjszakai határréteg. E felett található a nappali konvektív keveredési réteg „maradványa” (maradék réteg). Természetesen adott időjárási feltételek esetén éjszaka is lehet „konvenktív” a határréteg.

1.3 Légköri mozgások rendezett és rendezetlen mozgások, nagytól a kicsi térskáláig

A légkörben számtalan mozgásforma figyelhető meg mind vízszintes, mind függőleges irányban. Térbeli kiterjedésük nagyon változatos, az óriási méretűektől a kicsi, akár pár mm nagyságúakig is előfordulnak. A levegő molekulái a tér minden irányába elmozdulnak, amely lehet rendezett áramlás, de véletlenszerű, rendezetlen pályán bekövetkező mozgás is. A szél nagyobb tér- és időléptékben rendezett („átlagos”) mozgásnak tekinthető. Ugyanakkor, adott helyen és időpillanatban a szél sebessége szabálytalanul, rendezetlenül ingadozik a középérték körül, amelyet, a légkört általában jellemző turbulencia okoz (a rendezetlen mozgást ezért turbulens mozgásnak is nevezik).

A légköri mozgásoknak óriási jelentősége van, mivel ezek biztosítják a Föld légkörében megfigyelhető inhomogenitások (különbözőségek) kiegyenlítését. Nekik köszönhető pl. a különböző nyomású és hőmérsékletű légtömegeket összekeverése, amellyel az időjárás változását is okozzák. Szabályozzák a felhők képződését és a nyomanyagok légköri áramlását, transzportját.

1.3.1 Általános légkörzés

A Föld légkörében jelen lévő legnagyobb áramlási rendszer az ún. általános légkörzés (1.11 ábra) E cirkuláció kialakulásának hátterében Föld felszínének egyenetlen felmelegedése, energiabevétele áll. Az Egyenlítő és a Sarkok ugyanis, a Föld gömbalakja miatt eltérő mennyiségű energiát kapnak a Napból, ezáltal jelentős hőmérséklet- és nyomáskülönbségek alakulnak ki, amelyet ez az áramlási rendszer egyenlít ki. Mivel a beérkező energiamennyiség különbözősége állandó, ezért az általános légkörzés is állandóan fennmarad.

1.11. ábra - Általános légkörzés.

A Föld forgása miatt, mind az északi, mind a déli féltekén 3-3 légkörzési cellában történik az energia újraelosztása. A beérkező napenergia az Egyenlítőnél a legnagyobb, a Sarkoknál a legkisebb, ezért a legmelegebb és leghidegebb területek is rendre az Egyenlítő és a Sarkok közeli területek. E termikus okok miatt, az Egyenlítő fölött alacsony, míg a Sarkok fölött magas nyomású öv alakul ki. Az Egyenlítőnél a nagy energiabevétel miatt labilis a légállapot, és állandósult feláramlás alakul ki („mindennapos esők öve”). A troposzféra tetején a feláramló és feltorlódott levegő szétáramlik mindkét féltekén a Sarkok felé, északi és déli irányban. Az Egyenlítőtől távolodó levegőre egyre jelentősebb hatást gyakorol a Coriolis erő, ennek következtében a magasban az eredetileg északi és déli áramlások nyugatiassá válnak. A továbbiakban a szimmetria miatt csak az északi félgömbbel foglalkozunk. A magasban észak felé tartó légtömeg hűlni kezd, és az energiabevétel is csökken. Ennek következtében a kb. 30° szélesség környeztében a levegő süllyedni kezd. A süllyedő levegő stabil légállapotot jelent, így ebben a régióban csak nagyon ritkán keletkeznek felhők,csak elvétve esik csapadék. Földünk nagy sivatagjai is itt találhatók, kialakulásuk az említett folyamatnak köszönhető. A leáramlás a légnyomás növekedését is eredményezi, így a 30° szélességnél magas nyomású terület alakul ki. A lesüllyedő levegő a felszínen feltorlódik, észak- és dél felé veszi útját. A felszínen – a Coriolis erő hatása miatt – az Egyenlítő felé észak-keleti áramlás (ún. passzát szél) tapasztalható, amely zárja az Egyenlítő és a 30° szélesség közötti áramlási cellát, az ún. Hadley cellát. A 30° szélessége lesüllyedt levegő egy része észak felé indul, amely a felszínen délnyugati áramlásként jelenik meg.

Az Északi-saroknál a hideg levegő sűrűsége nagy, ezért leáramlás tapasztalható. A felszínen feltorlódó levegő miatt magas légnyomás alakul ki, a levegő szétáramlik, útját dél felé veszi. A Corilis erő a pólusoknál a legnagyobb, ezért a déli irányba elinduló levegőre jelentős mértékben hat, a szél keletiessé válik. A 60°-ik szélesség közelében az északkeleti és a 30°-ik felől áramló délnyugati áramlás – két nagyon különböző tulajdonságú (szubtrópusi meleg és sarki hideg) légtömeg – találkozik. Az általános légkörzésben 60°-ik szélesség közelében, a légtömegek találkozása állandósul, ez hozza létre az ún. polárfrontot. A felszínen a légtömegek összetorlódnak, és felszállnak, így a felszínen alacsony légnyomás alakul ki. E folyamatok során jönnek létre a mérsékelt övi nagy időjárási képződmények (lásd következő pont). Végül, a felszálló levegő a troposzféra tetején feltorlódik, és észak és dél felé szétáramlik. Természetesen a Coriolis erő itt is hatással van az áramló levegőre, emiatt az észak felé induló levegő délnyugati, míg a dél felé tartó északkeleti irányú lesz. A magasban e két áramlás zárja rendre a 30-60°-ik szélességek közötti, valamint a 60°-ik szélesség és az Északi-sark közti légkörzési cellákat.

1.3.2 Mérsékelt övi időjárási rendszerek (kialakulásuk, jellemzőik)

A 60°-ik szélesség körül találkozó szubtrópusi és sarki légtömegek találkozásánál jön létre a polárfront. A meteorológiában a front kifejezés alatt, az eltérő tulajdonságú légtömegek határzónáját értik. Ezen a területen a légáramlás jellemző iránya nyugatias. A Föld forgása miatt, valamint az óceánok és szárazföldek elhelyezkedése miatt, a „kezdeti” nyugatias áramlás hullámozni kezd. A „hullámhegyek” a szubtrópusi magas nyomású, meleg levegő északra, míg a „hullámvölgyek” az alacsony nyomású, hideg levegő délre nyomulását jelzik. A képződő hullámok amplitúdója egyre növekszik, mindaddig, amíg hatalmas zárt örvények alakulnak ki. A „hullámhegyekből” keletkeznek a mérsékeltövi anticiklonok, míg a „hullámvölgyekből” jönnek létre a mérsékeltövi ciklonok. A mérsékelt övi ciklonok és anticiklonok hatalmas, akár több száz km kiterjedésű képződmények. Adott helyen az aktuális időjárás jellege, megváltozása hozzájuk kötődik.

A ciklonokban (lásd 1.12 a ábra) a légnyomás a középpontjuk felé csökken. Az északi féltekén az óramutató járásával ellentétesen fúj a szél, a súrlódási erő miatt a felszín közelében a levegő összeáramlik. Fontos jellemzőjük a feláramlás, amely leginkább a ciklonokra jellemző időjárási frontok mentén a legintenzívebb. Ciklonokra jellemző a labilis légállapot és az időjárási frontok mentén bekövetkező csapadékhullás, valamint elsősorban a hidegfronthoz kapcsolódó erős szél. A ciklonokban megtalálható mind a szubtrópusi meleg (ciklon meleg szektora), illetve a sarki hideg légtömeg (ciklon hideg szektora). Az eltérő tulajdonságú légtömegek között húzódnak az időjárási frontok (1.3.3 pont).

1.12. ábra - Mérsékletövi ciklon (a) és anticiklon (b) (M: magasnyomás).

Az anticiklonokban (1.12.b ábra) a légnyomás a középpont felé nő, a levegő az óramutató járásával egyezően mozog. Leszálló légáramlás, és a felszínen – a súrlódási erő miatt a középponttól a szélek felé történő – szétáramlás jellemzi. Az anticiklonban is megtalálhatók a különböző jellegű légtömegek, de a leszálló légmozgás miatt kialakuló stabil légállapotot csapadékhullás nem jellemzi, hiszen a süllyedő levegő nem kedvez a felhők kialakulásának. A stabil légállapot ugyanakkor, a szennyező anyagok feldúsulását idézi elő. Az anticiklonokban nyáron általában gyenge szél, nagy meleg, felhőtlen ég, míg télen ködös, nyirkos, hideg, nyugodt időjárás tapasztalható.

1.3.3 Frontok, időjárási elemek

Az időjárási frontok elsősorban a mérsékeltövi ciklonokhoz kötődnek. Az időjárási fronton, különböző tulajdonságú légtömegeket elválasztó felületet, zónát értjük. A frontoknál az időjárási elemekben (pl. hőmérséklet, légnedvesség, szél iránya és sebessége, légnyomás, felhőzet, csapadék) hirtelen változás következik be.

A ciklon meleg szektorát határolják a meleg-, illetve a hidegfrontok (a frontok elrendeződését lásd 1.12. a ábrán). Melegfrontban (1.13 ábra) a meleg levegő gyorsabban mozog az előtte lévő hűvös, hideg légtömegnél. Mivel a meleg levegő könnyebb, ezért a hideg légtömegre felsiklik. Az emelkedés során felhők keletkeznek. A felsikló meleg levegő mozgása viszonylag lassú, ezért a melegfrontra az ún. réteges felhők és a csendes, de kiadós csapadékhullás a jellemző. A melegfront több száz km kiterjedésű lehet, a csapadék a front előtt jelenik meg. Átvonulása után melegszik az idő.

Hidegfrontról (1.13 ábra) akkor beszélünk, amikor a gyors mozgású hideg levegő – nehezebb lévén – emelkedésre készteti, megemeli a meleg levegőt. Ebben az esetben gyors feláramlásról van szó, ezért ún. gomolyos szerkezetű felhők jönnek létre. Leginkább közismert ilyen felhő a zivatarfelhő (cumulonimbus), amelyekből nagy intenzitású csapadékhullás (zápor) várható. Az intenzív dinamikai folyamatok hatására a csapadékhullást fény- (villámlás) és hangjelenség (mennydörgés) is kísérheti, amelyet zivatarnak neveznek. A hidegfront kiterjedése kisebb, mint a melegfronté. A front előtt erős „meleg” szél észlelhető. A front megérkezését jelzik a gomolyfelhők és a csapadékhullás, utána hűvösebb szelesebb, és általában tisztább lesz a levegő.

A ciklonok élete végén a frontok utolérik egymást, általában a lassúbb melegfrontot éri utol a gyorsabb hidegfront. Ekkor jön létre az okklúziós (záródott) front, amelyben a magasban megtalálható a melegfront, a felszín közelében pedig a hidegfront. Okklúziós front esetében mindkét frontra jellemző felhőzet és csapadéktípus is megtalálható.

1.13. ábra - Időjárási frontok: melegfront és hidegfront.

1.4 Felhasznált és ajánlott irodalom

Ahrens, C.D. (1994): Meteorology Today. An Introduction to Weather, Climate, and the Environment. West Publishing Company, Minneapolis/St. Paul, New York, Los Angeles, San Francisco.

Bozó L., Mészáros E., Molnár Á., 2006: Levegőkörnyezet. Modellezés és megfigyelés. Akadémiai Kiadó, Budapest.

Götz G., Rákóczi F. (1981): A dinamikus meteorológia alapjai. Tankönyvkiadó, Budapest.

Jacobson, M.Z. (2002): Atmospheric Pollution. History, Science, and Regulation. Cambridge Univerity Press, Cambridge.

Mészáros E. (1993): Légkörtan. Veszprémi Egyetemi Kiadó, Veszprém.

Stull, R.B. (1988): An Introduction to Boundary Layer Meteorology. Kluwer Academic Publishers, Dordrecht.

1.5 Kérdések

Mit nevezünk szélnek?

Melyek a légkörben ható legfontosabb erők?

Mitől függ a nyomási gradiens erő nagysága?

Mi miatt kell számolni a Coriolis (eltérítő) erő hatásával?

Hol van jelentősége a súrlódási erőnek?

Milyen típusai vannak a függőleges légmozgásnak? Mi okozza ezeket a mozgásokat?

Mikor beszélünk labilis, stabilis és semleges légállapotról?

Foglalja össze röviden, hogy miért és hogyan keletkeznek a felhők!

Hogyan változik a magassággal a légkör tömege, illetve a légnyomás?

Jellemezze a légkör hőmérsékleti szerkezetét!

Mit nevezünk légköri határrétegnek?

Milyen mozgásformákkal találkozhatunk a légkörben?

Mi hozza létre az általános légkörzést?

Mit nevezünk időjárási frontnak?

Mi jellemzi a mérsékeltövi ciklonokat és anticiklonokat?

Mi a különbség a meleg és a hidegfront között?

2. fejezet - A légkör szerepe a biogeokémiai körforgalomban

Tartalom

2.1 Biogeokémiai körfolyamat általános jellemzői

2.2 A légkör szerepe a biogeokémiai körforgalomban

2.3 A légköri körforgalom

2.3.1 Források
2.3.2 Nyelők
2.3.3 Transzport

2.4 A levegő kémiai összetétele

2.5 Felhasznált és ajánlott irodalom

2.6 Kérdések

Földünk egységes egész, a különböző környezeti tartományok, szférák együttes rendszere, amelyek állandó kölcsönhatásban vannak egymással. A környezeti tartományok között fontos szerepet játszanak a geoszférák, mint pl. a kőzetburok (litoszféra), a vízburok (hidroszféra), a jégtakaró (krioszféra) és a légkör (atmoszféra), valamint az élővilág (bioszféra). Az egyes környezetei tartományokban az elemek – általában különféle vegyületek formájában – állandó mozgásban vannak, és az anyag kicserélődése a szférák között is végbemegy, közöttük folyamatos anyag-, és energiacsere zajlik. Az anyagtranszport során az elemek fizikai-kémiai átalakulásokon esnek át, amelyeknek a szabályozásában a bioszféra kitüntetett szerepet tölt be. Ezért a Földön megfigyelhető nagy anyagáramlást biogeokémiai körfolyamatnak nevezik. A körfolyamat elnevezés arra utal, hogy az egyes elemek „vándorlása” zárt rendszerben megy végbe. A biogeokémiai körforgalom általános rajza az 2.1 ábrán látható.

2.1. ábra - Biogeokémiai körforgalom

A biogeokémiai körforgalom a bolygónk egészét foglalja egységes rendszerbe, a folyamatok komplexitása egységes szemléletet igényel. James Lovelock (1979) nevéhez fűződik a Gaia hipotézis, amely szerint Földünk egységes egész, s a bioszféra és a geoszférák ugyanannak az egységnek a részei. Az elképzelés szerint a földi környezet, Gaia (a görög Föld isten nevéről), hatalmas élőlény, amely az élő szervezetekhez hasonlóan – különböző visszacsatolásokkal – önszabályozó képességgel rendelkezik. Nemcsak elviseli, de szabályozni is képes a különböző környezeti folyamatokat. Ezt a szabályozást a biogeokémiai körforgalom irányításán keresztül valósítja meg.

2.1 Biogeokémiai körfolyamat általános jellemzői

A biogeokémiai körforgalom általános leírásakor az egyes környezeti tartományok (esetleg annak kisebb részei, ún. tározók vagy rezervoárok) közötti anyagáramokat kell jellemezni. Az egyes tározók anyagmérlegét a más rezervoárokból beáramló, illetve az adott tározóból kiáramló anyagmennyiség határozza meg. A beáramló és a kiáramló tömeget rendre a források és a nyelők sebességével adhatjuk meg. Ha egy tározóban valamely kémiai elem összes tömege időben változatlan, az nem azt jelenti, hogy anyagtranszport nem következik be, hanem hogy a be- és kiáramlás intenzitása megegyezik. A rezervoár ún. dinamikus egyensúlyi állapotban van (2.2 ábra).

2.2. ábra - Rezervoár vázlatos rajza.

Az anyagáramlás egyik legfontosabb jellemzője, hogy adott kémiai elem (molekula) a tározóban átlagosan mennyi időt tölt el. Ezt az időt tartózkodási (forgalmi) időnek nevezik. Meghatározása időben nem változó tömeg esetén viszonylag egyszerű, a tározóban lévő elem összes tömegének és a forrás, vagy a nyelő sebességének aránya (ez utóbbiak mértékegysége tömeg/idő). A különböző környezeti tartományokban adott elem koncentrációjának tér- és időbeli változása a tartózkodási idővel fordítottan arányos.

A tározóknak más fontos tulajdonságai is vannak. Ezek egyike a válaszidő, amely jellemzi azt az időt, amely alatt egy hirtelen bekövetkező változás után a rendszer újra egyensúlyba kerül. A tározók lehetnek lineáris, vagy nemlineáris rendszerek. Lineáris rendszer esetén a rezervoárok közötti anyagáramlás a bennük lévő anyag mennyiségének függvénye. A forrás sebességét (beáramló anyagmennyiséget) annak a tározónak az anyagmennyisége határozza meg, ahonnan az adott anyag származik; vagy a nyelő sebességét (kiáramló anyagmennyiség) a vizsgált tározóban lévő anyagkészlet szabja meg. Például a légkörből az óceánokba kerülő nyomanyagok tömege légköri koncentrációjukkal arányos. Nemlineáris rendszerek leírása bonyolult, itt nem térünk ki rá.

A tartózkodási idő meghatározásánál fontos tényező, hogy a tározóban az anyag tömege időben nem változik, a források és a nyelők egyensúlyt tartanak fenn. Ekkor beszélünk egyensúlyi rendszerekről. Ugyanakkor számos példa van arra, hogy a források és a nyelők sebessége nem azonos, és adott anyag tározóbeli koncentrációja nő, vagy csökken. Ezek a nem-egyensúlyi rendszerek, amelyek bizonyos feltételek esetén (pl. az egyensúlytól való eltérés nem jelentős) az egyensúlyi rendszerekhez hasonlóan kezelhetők.

A Földön az egyik legfontosabb, általános érvényű fizikai törvény az energiamegmaradás törvénye (termodinamika első főtétele). Az energia fizikai és kémiai folyamatokban alakul át. Egy anyag összes belső energiája potenciális (helyzeti) és kinetikus (mozgási) energiáinak összege. Kinetikus energiával minden mozgó test – ezért minden atom és molekula is – rendelkezik. Egy anyag hőmérsékletének növelésekor vagy csökkenésekor rendre energiát kell közölni, vagy energiát lehet visszanyerni. Hasonlóan, az állapotváltozások is energia befektetéssel, vagy felszabadulással járnak, vagy a kémiai reakciók is gyakran energiaközlés segítségével, esetleg energia felszabadulással mennek végbe.

Mind a bioszférában, mind a geoszférákban végbemenő (azaz a biogeokémiai) folyamatokhoz állandó energia befektetésre van szükség. A fotoszintézishez, a légzéshez és általában az élet fenntartásához jelentős energiamennyiség szükséges. A szilárd kéregben, a mélyben lejátszódó folyamatokhoz (pl. kőzetek átalakulása), a felszínen, a légkörben és a többi környezeti tartományban végbemenő fizikai- kémiai események bekövetkeztéhez is folyamatosan rendelkezésre álló energia szükséges.

2.2 A légkör szerepe a biogeokémiai körforgalomban

A légkör a biogeokémiai körforgalom szabályozásában fontos szerepe tölt be. Másrészt a körforgalom meghatározza a bioszféra számára nagy jelentőségű éghajlatot. A légkörben különféle olyan gáz található, amelyek a rövidhullámú napsugárzást átengedik, de a Föld hosszúhullámú (hő-) sugárzását elnyelik. Ez, az üvegházhatásnak nevezett jelenség biztosítja a bioszféra számára kellemes éghajlatot. A Föld átlagos felszíni hőmérséklete +15°C, míg légkör (az ún. üvegházhatású gázok) nélkül az átlagos felszíni hőmérséklet csupán –18°C lenne.

A légkör továbbá védi a felszínt és a bioszférát. A légkörben nagyrészt elégnek a meteoritok, a nagyenergiájú kozmikus sugárzás elnyelődik a légkör magasabb rétegeiben. Nap energiaspektrumából a bioszféra számára halálos sugárzást elnyeli a sztratoszférában képződő ózonréteg. (Érdekes, hogy az ózont (oxigént) viszont a bioszféra hozta létre.)

A légkör részt vesz a bioszféra tápanyagellátásában és anyagcseréjében. Szén-dioxid, oxigén- és nitrogéntartalma miatt lehetővé teszi a fotoszintézist, a légzést és a nitrogénmegkötést. A szárazföldi növények számára szükséges víz is közvetlenül, vagy közvetetten a légkörből származik. Ezeken kívül, a légköri ülepedéssel számos nyomanyag is távozik, amelyek a bioszféra számára fontos tápanyagként szolgálnak.

A levegő második legnagyobb koncentrációban jelenlévő alkotója az oxigén, amely alapvető az élővilág nagy része számára. Az oxidatív légkörben végbemenő kémiai reakciók jelentős része oxidáció, és más geoszférák anyagainak oxidálásában fontos szerepet játszik. Pl. a metán és más szerves vegyületek a bioszféra számára felvehető szén-dioxiddá alakulnak át. A biogeokémiai körforgalom komplexitását és nagyszerűségét jelzi pl., hogy a légköri oxigént a bioszféra termeli, míg szintjét más geoszférákban végbemenő folyamatok (szilárd kéreg mállása, keletkező szerves anyag eltemetődése) szabályozzák.

A légkör a nyomanyagok szállításában és újraelosztásában is lényeges szerepet játszik, mivel a légkör a Föld legdinamikusabb közege (2.3 ábra). A légáramlásokkal a benne lévő anyagok nagy távolságokra eljutnak. Ezért következik be az, hogy olyan terület felett is kimutathatók az egyes nyomanyagok, amelyek nem is bocsátják ki azokat.

2.3. ábra - Példa a légkör transzport szerepére.

2.3 A légköri körforgalom

A biogeokémiai körforgalom egységes rendszerét felbonthatjuk az egyes szférák különálló ciklusaira is. Ebben a pontban a légköri körforgalom különböző részeivel ismerkedünk meg.

A légköri körforgalom legfontosabb állomásait a 2.4 ábra mutatja be. A körforgalom a különböző anyagok légkörbe kerülésével kezdődik, amelyet forrásnak nevezünk. A légköri körforgalom végén a különböző anyagok közvetlen, vagy közvetett úton elhagyják a levegőt, nyelőik révén. Ily módon az egyes anyagok a légkörben állandóan cserélődnek.

2.4. ábra - A légköri körforgalom.

Adott elem (molekula) légkörbe való be- és kikerülése között hosszabb-rövidebb idő telik el (tartózkodási idő), amely alatt forrásaiktól nagy távolságra elszállítódhatnak. A transzportért a levegő különböző mozgásformái felelősek. A források és a nyelők nagysága, intenzitása szabja meg alapvetően, hogy adott elem (molekula) milyen mennyiségben van jelen a légkörben. A források, nyelők és a transzport együttesen eredményezik adott komponens koncentrációjának idő- és térbeli alakulását, megváltozását.

2.3.1 Források

A légköri alkotók közvetlenül és közvetett módon kerülhetnek a levegőbe. Az első esetben adott molekula a bio- vagy geoszférákból közvetlenül kerül a levegőbe, míg ugyanaz a molekula a légkörben kémiai reakciókban is keletkezhet. Pl. a szén-dioxid molekula elsődleges forrásból légzéssel, fosszilis tüzelőanyagok elégetésével, vulkánkitörések során stb. juthat a levegőbe. Ugyanakkor, a légkörben lévő szén-moNO_xid, metán és egyéb szerves molekulák légkörben bekövetkező oxidációjával is szén-dioxid keletkezik, ekkor másodlagos forrásról beszélünk.

A különböző forrásokat többféle szempontból csoportosíthatjuk. Természetes forrásról akkor beszélünk, amikor adott anyag légkörbe kerülését csak a természetben lejátszódó, emberi tevékenység által nem befolyásolt folyamatok biztosítják. Ezzel ellentétben, az antropogén forrásokból, az emberi tevékenység miatt jutnak a levegőbe különféle nyomanyagok. A forrásokat minden esetben időegység alatt kikerülő anyagmennyiségként adjuk meg.

A források többsége helyhez kötött, míg az antropogén források egy része mozog, ezek az ún. mobil források. Ezen kívül, a források kiterjedése alapján megkülönböztetünk pont-, területi, valamint vonalforrásokat. Pontforrások kis térbeli kiterjedésűek, pl. vulkánok, kémények tartoznak ebbe a csoportba. Területi források az általában nagy kiterjedésű felszínek, ahol sok, egyenként nem „kezelhető” (pont)forrás van. Pl. erdők, mezőgazdasági területek, tengerek, óceánok felszíne tartozik a területi források körébe. Vonalforrások kötött „útvonalhoz” köthető, általában mobil forrásokhoz kapcsolhatók (pl. utak, hajózási és repülési útvonalak).

2.3.2 Nyelők

A levegőben lévő egyes molekulák számára a kémiai reakciókat a nyelők közé kell sorolni, mivel a reakciókban más molekula keletkezik. Az egyes kémiai elemek számára ugyanakkor, e reakciók nem tartoznak a nyelő folyamatok közé, mivel az elemek továbbra is a légkörben maradnak. A levegőt végső soron az ún. száraz és nedves ülepedéssel hagyják el. Ezekről részletesen „A száraz és nedves ülepedés” című (5.) fejezetben lesz szó.

2.3.3 Transzport

A légkör a Föld legdinamikusabb közege, ezért a különböző anyagok a légköri mozgásokkal nagy távolságokra eljuthatnak, s légkörbe kerülésük helyétől távol juthatnak vissza más környezeti tartományokba (lásd 2.3 ábra). A nyomanyagok, szennyezőanyagok légköri terjedését különböző modellek segítségével lehet tanulmányozni. Ennek oka, hogy a transzport folyamata meglehetősen komplex, a nyomanyagok koncentrációjának idő- és térbeli alakulását nagyon sok tényező alakítja, szabja meg. Fontos szerepet játszanak a légmozgások, amelyek kis és nagyléptékűek, rendezettek és/vagy turbulensek, vízszintesek és függőlegesek is lehetnek. Meghatározó szerepet játszanak a nyomanyagok forrásai (ismerni kell ezek jellemzőit, tér- és időbeli változékonyságukat), a kémiai átalakulásokat (amelyek nagyon sokfélék lehetnek), és természetesen a légkörből való kikerülésüket, az ülepedést, befolyásoló tényezőket (pl. csapadék, felszín sajátosságai, az alkotók mérete, koncentrációja, kémiai jellemzői).

A környezeti modellek célja, hogy adott nyomanyag (szennyezőanyag) kibocsátását és légköri koncentrációját és ülepedését meteorológiai (és bizonyos esetekben domborzati) tényezők függvényében matematikai formában összekapcsolják. A légköri anyagok terjedése különböző léptékű, amelyet eltérő tartózkodási idejük szab meg. Vannak, amelyek csak viszonylag kis távolságokra (max. 10-20 km) jutnak el forrásaiktól. Ekkor a terjedés ún. lokális (városi) léptékű modellekkel vizsgálható. Más légköri alkotók nagy távolságokra (10-1000 km) juthatnak el, amelyek regionális (kontinentális) léptékű modellekkel írhatók le. Végül, a Föld egész légkörét érintő transzport folyamatok tanulmányozására globális modelleket alkalmaznak.

A légköri terjedési modellek alapvetően két csoportra oszthatók. A terjedést vizsgálhatjuk felszínhez rögzített, álló koordináta-rendszerben (Euler-féle közelítés), vagy alkalmazhatjuk az áramlással együtt mozgó koordináta-rendszert (Lagrange-féle módszer), amely a nyomanyagok koncentrációját ún. légpályák (trajektóriák) mentén adja meg.

2.4 A levegő kémiai összetétele

A légkör kémiai összetételét a biogeokémiai körforgalom, azon belül a légköri körforgalom szabályozza. A levegő különböző gázok elegye, s a gázok mellett nyomnyi mennyiségben szilárd és cseppfolyós részecskéket is tartalmaz. A talajközeli, közvetlenül nem szennyezett száraz levegő kémiai összetételét (gázok) mutatja be a 2.1 táblázat.

A táblázatban a gázok a tartózkodási idejük (táblázat utolsó oszlopa) szerint csoportosítva láthatók. Állandó összetevőnek az ezer évnél hosszabb tartózkodási idejű gázokat nevezik, míg az 1-100 éves tartózkodási idejű gázok a változó komponensek csoportját alkotják. Az 1 évnél rövidebb tartózkodási idővel rendelkező gázokat erősen változó gázoknak hívjuk. Általában, minél hosszabb egy adott komponens tartózkodási ideje, annál kisebb koncentrációjának tér- és időbeli változékonysága.

A tartózkodási idő a légkörben is nagyon fontos paraméter. Meghatározza az egyes gázok eloszlását és koncentrációjuk tér- és időbeli változékonyságát. Az északi és a déli féltekén külön-külön, a troposzféra vertikálisan és a földrajzi szélesség mentén zonálisan egy-két hét alatt keveredik össze. Az egyes féltekéken a teljes összekeveredéshez kb. 1 év szükséges. A két félgömb feletti levegő összekeveredéséhez ugyanakkor, több évre van szükség. Ennek legfőbb oka az általános légkörzésben („különálló” légkörzési cellák) keresendő.

Az állandó gázok között vannak a légkört alkotó főösszetevők (nitrogén, oxigén argon). Az állandó gázok koncentrációja térben és időben nem változik. A főösszetevők mellett számtalan nyomgáz is található a levegőben. Nyomgázoknak az 1tf%-nál kisebb koncentrációjú légköri gázokat nevezzük. A változó és az erősen változó gázok között csupán nyomgázok vannak jelen. A változó gázok közé tartoznak az üvegházhatású gázok és a sztratoszféra ózontartalmát jelentősen befolyásoló egyéb gázok. Tartózkodási idejük hossza miatt, koncentrációjuk csak a források eloszlásától függ. Antropogén kibocsátásuk esetén ezek a vegyületek jelentik a globális légszennyező anyagokat. Az erősen változó légköri alkotók között a kémiai reakciókban aktívan résztvevő gázokat találhatjuk. Rövid tartózkodási idejük miatt, koncentrációjuk igen változó. E nyomanyagok okozzák az emberi tevékenység okozta lokális és regionális légszennyeződést.

Erősen változó gáz a vízgőz is, amely kitüntetett szerepet játszik a légkörben. A vízgőz mennyisége nagymértékben – 40ppm és akár 4tf% között – változik. Koncentrációját egységnyi térfogban, a „száraz levegőhöz” képest adják meg. Pl. amikor a vízgőz koncentrációja 4tf%, akkor a száraz levegőé csak 96ft%. A vízgőz tartózkodási ideje 10 nap.

A gázok mellett, szintén a nyomanyagok között szilárd és cseppfolyós részecskéket, ún. aeroszol részecskéket is tartalmaz a levegő. Ezekről részletesen a 4. fejezetben lesz szó.

2.1. táblázat - A tiszta, közvetlenül nem szennyezett száraz talajközeli levegő kémiai összetétele.

^appm: milliomod rész, 1ppm=0,0001 tf%

^bppb: milliárdod rész, 1ppb=0,001ppm=0,0000001tf%

2.5 Felhasznált és ajánlott irodalom

Bozó L., Mészáros, E., Molnár, Á., 2006: Levegőkörnyezet. Modellezés és megfigyelés. Akadémiai Kiadó, Budapest.

Forster P., V. Ramaswamy, P. Artaxo, T. Berntsen, R. Betts, D.W. Fahey, J. Haywood, J. Lean, D.C. Lowe, G. Myhre, J. Nganga, R. Prinn, G. Raga, M. Schulz and R. Van Dorland, 2007: Changes in Atmospheric Constituents and in Radiative Forcing. In: Climate Change 2007: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Solomon, S., D. Qin, M. Manning, Z. Chen, M. Marquis, K.B. Averyt, M.Tignor and H.L. Miller (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.

Jacobson M.C., Charlson, R.J., Rodhe, H. and Orians, G.H. (2000): Earth System Science. Academic Press, San Diego, San Francisco, New York, Boston, London, Sydney and Tokyo.

Lovelock J.E. (1979): Gaia: A New Look at Life on Earth. Oxford University Press, Oxford, New York, Toronto and Melbourne.

Mészáros Ernő (1993): Légkörtan. Veszprémi Egyetemi Kiadó, Veszprém.

Mészáros Ernő (2001): A környezettudomány alapjai. Akadémiai Kiadó, Budapest

Papp Sándor (2002): Biogeokémia. Körfolyamatok a természetben. Veszprémi Egyetemi Kiadó, Veszprém.

2.6 Kérdések

Mit nevezünk biogeokémiai körfolyamatnak?

Mi a Gaia hipotézis?

Adott elem tartózkodási idejét hogyan lehet meghatározni?

Milyen szerepe van a légkörnek a biogeokémiai körforgalomban?

Mik a légköri körforgalom legfontosabb állomásai?

Hogyan csoportosíthatjuk a különböző forrásokat?

Milyen folyamatok tartoznak a nyelők közé?

Mi a környezeti modellezés célja?

A légköri terjedési modelleknek milyen két csoportja van?

Mi szabályozza a levegő kémiai összetételét?

A tartózkodási idő alapján hogyan csoportosíthatók a légköri összetevők?

A koncentráció alapján hogyan csoportosíthatók a légköri összetevők?

3. fejezet - Főbb levegőszennyező anyagok forrásai és kibocsátásuk

Tartalom

3.1 A kén-dioxid forrásai és kibocsátása

3.2 A NO_x forrásai és kibocsátása

3.3 A korom és széntartalmú részecskék

3.3.1 Közlekedési források

3.4 Felhasznált irodalom

3.5 Kérdések

3.1 A kén-dioxid forrásai és kibocsátása

A kén-dioxid a savas ülepedés egyik fő okozója, amely károsítja az élővilágot és az építőanyagokat. A belőle képződő szulfátrészecskék a látótávolságot, illetve a Napból érkező sugárzás mennyiségét befolyásolják, bizonyos koncentráció fölött az emberi egészségre is káros hatással vannak. A felhőképződésben is meghatározó szerepet játszanak, így közvetett éghajlati hatással is rendelkeznek. Összességében a szulfátrészecskék éghajlati hatása a szén-dioxid hatása után a második legnagyobb, de ellentétes előjelű. A kén-dioxid kibocsátás hatásai regionális és globális modellek segítségével tanulmányozhatók, amelyek légköri koncentrációmérésekkel ellenőrizhetők.

A kibocsátás csökkentését az a felismerés indokolta, hogy a kénvegyületek légköri tartózkodási idejük alatt több ezer kilométeres távolságig is eljuthatnak. A savas ülepedés káros hatásainak mérséklése érdekében az Egyesült Államok és Kanada a kétoldalú Levegőminőségi egyezményben állapodtak meg a kibocsátás csökkentéséről, míg az európai országok az Első és Második Kén Egyezményben rögzítették a kibocsátásra vonatkozó előírásokat. A XX. században a kén-dioxid kibocsátás exponenciálisan növekedett, nagyjából a fosszilis energiahordozók felhasználásának bővülésével összhangban (3.1 ábra).

A fosszilis energiahordozók elégetéséből származó kén-dioxid kibocsátás a fejlett országokból rendelkezésre álló statisztikai adatok segítségével becsülhető, míg a fejlődő országok esetében legtöbbször a modellek alapján készíthető becslés. A más jellegű kibocsátások, például az ipari létesítményekből vagy a biomassza égetéséből származók esetében jóval nagyobb a becslések bizonytalansága. A pontos és naprakész kén-dioxid kibocsátási adatok különösen Japán, Észak-Amerika és Európa esetében fontosak, mert e fejlett régiókban a kén-dioxid kibocsátás jelentős csökkentésének köszönhetően gyors és látványos változások történnek.

3.1. ábra - A kén-dioxid kibocsátásának változása az 1850-es évektől (Smith, 2011)

Az emisszió azonban a földrajzi régiók illetve az egyes szektorok között jelentős értékben változott. A 3.1 táblázat adatai alapján a legtöbb fejlett országban a kén-dioxid kibocsátás az elmúlt 40 évben számottevően csökkent a pontforrásokra vonatkozó előírások szigorodása és az alacsonyabb kéntartalmú üzemanyagokra való átállás miatt.

3.1. táblázat - A fejlett országok kén-dioxid kibocsátásának tendenciája az elmúlt 50 évben (Forrás: Smith, 2011).

A kén-dioxid kibocsátás csökkenéséhez a volt Szovjetunióban és a kelet-európai országokban a nehézipar összeomlása is hozzájárult. Az Egyesült Államokban a kén-dioxid kibocsátás az 1975-ös 14 millió tonnáról (kénegyenértékben) 1995-re 8 millió tonnára csökkent (3.2 ábra).

3.2. ábra - Az Egyesült Államok kén-dioxid kibocsátásának változása az 1900-as évektől (Smith, 2011).

E tendenciával szemben a fejlődő országokban a kénkibocsátás növekedett (lásd 3.1 táblázat), mert a fosszilis energiahordozók gyorsan bővülő felhasználásával nem tartott lépést a kén-dioxid kibocsátásra vonatkozó szabályozás és annak betartása. E két ellentétes tendencia eredője 1970-től az 1990-es évek közepéig kismértékben csökkenő globális kén-dioxid kibocsátás volt (3.1 ábra), ami azonban napjainkra újból növekvő pályára állt elsősorban Kína és India fokozódó gazdasági növekedése és bővülő energiafelhasználása miatt (3.3 ábra)

3.3. ábra - Kína kén-dioxid kibocsátásának változása az 1900-as évektől (Smith, 2011).

A fejlett országok részesedése a globális SO₂ kibocsátásból 1980-ban még 60 % volt, de ez az arány 1995-re 38 %-ra csökkent. Az egyes országok közötti adatokat torzítja, hogy míg a fejlődő országok az alacsonyabb kéntartalmú termékeiket rendszerint a fejlett országokba exportálják, míg magasabb kéntartalmú fosszilis energiahordozókat helyben használják fel. Ezzel szemben például az Egyesült Államok 1992-ben olajfinomítóiban képződő magas kéntartalmú nehézolaj származékok 42 %-át fejlődő országokba exportálta.

A legfőbb emisszióforrás szinte valamennyi régióban a szén- és olajtüzelés. A fosszilis energiahordozók elégetésekor a bennük található kén nagyobb része kén-dioxid formájában kibocsátásra kerül. A legnagyobb kibocsátók a széntüzelésű erőművek, amelyre a kibocsátási korlátozások többsége vonatkozik. Jelentős kén-dioxid emissziós forrás még a fémgyártás, különösen a réz, a cink és az ólom előállítása érceikből, a papíripar és a kénsavgyártás. Kevésbé jelentős, de nem elhanyagolható a földgáztermelés, a kőolajfinomítás és a cementgyártás kibocsátása (3.4 ábra).

3.4. ábra - A globális kén-dioxid emisszió forrásokkénti eloszlása (Smith, 2011).

Az 1990-re vonatkozó kibocsátási adatok a fejlett országokban statisztikai adatként rendelkezésre állnak és hozzáférhetők. A többi ország esetében a kibocsátás becslése a fosszilis energiahordozók felhasználási adatai és a felhasznált energiahordozók típusa alapján történhet. Ehhez szükség van a hamu kénvisszatartó képességének, valamint az alkalmazott füstgáztisztítási technológiák elterjedtségének ismeretére is.

Adott régióban a felhasznált szén kéntartalmát az exporttal és importtal korrigált régiós termelési adatok alapján lehet kiszámítani. A hamu kénvisszatartó képességét a széntüzelés technológiája és hamu lúgosságának mértéke határozza meg. A magasabb fűtőértékű szenek (pl. antracit) hamujának kénvisszatartó képessége általában alacsony, míg a lignit esetében széles tartományban változik, akár a 100 %-ot is megközelítheti. Ez különösen a volt Szovjetunió és a kelet-európai országok esetében növeli a becslések bizonytalanságát, mert itt a lignit erőművi felhasználása számottevő. Kínában a felhasznált szén kéntartalmát vizes mosással csökkentik, de ez csak mintegy 3 %-os kibocsátás csökkentésre elegendő.

Az olajtüzelés esetében a fő kén-dioxid kibocsátás a nehézolaj származékok elégetése során kerül a légkörbe az ipar, hőenergia-termelés és a hajózás szektorában. A nehézolaj-származékok rendszerint nagy kéntartalmúak, átlagos kéntartalmuk 1 tömeg %. Ebből kiszámítható, hogy a világban 1990-ben előállított nehézolaj származékokban 36 millió tonna kén található. Ennek kibocsátását kisebb mértékben a petróleum nem energetikai célú felhasználása csökkenti.

Még magasabb kéntartalmúak a nemzetközi tengerhajózásban felhasznált maradék nehézolajak, amelyek kéntartalma akár 3 tömeg % is lehet. Így e forrás kibocsátása globálisan is jelentős, 3 millió tonna kénegyenérték.

A biomassza égetés kibocsátása elsődlegesen az erdők-, a szavanna- és a mezőgazdasági hulladékok égetéséből tevődik össze. Ez a leginkább bizonytalan erősségű forrás, részben mert az elégetett biomassza mennyisége sem pontosan ismert, részben pedig a hamu kénvisszatartó képességére nézve sincsenek pontos adatok. Ezzel együtt a biomassza égetés hozzájárulása a kén-dioxid kibocsátáshoz viszonyítva globális léptékben csekély, de Afrikában akár a 30 %-ot is elérheti. Ehhez járul még a biomassza-alapú energiatermelés kibocsátása (például tűzifa, illetve szárított trágya).

A pontforrások közvetlen kibocsátása nagyobb felszín fölötti magasságokba (>100 m) történik, míg a mozgó források és a háztartások inkább a felszín közelében emittálnak. A kén-dioxid kibocsátás évszakosan némileg változik, ennek figyelembevétel számos okból fontos: például a kén-dioxid szulfáttá történő átalakulásának (oxidációjának) sebességét a meteorológiai viszonyok befolyásolják. Így fordulhat elő például, hogy magasabb északi szélességeken a szulfátrészecskék mért légköri koncentrációja nagyobb nyáron, annak ellenére, hogy a kén-dioxid kibocsátás télen rendszerint magasabb.

1990-ben a SO₂ kibocsátás 56 %-a a szén-, 24 %-a az olajtüzelésből, 15 %-a ipari folyamatokból és 3 %-a biomassza égetésből származott. A fennmaradó 2 %-ot a biomassza hagyományos felhasználása (fatüzelés, illetve állati tárgya égetése), a földgáz felhasználás, -szállítás és kitermelés tette ki. Kanadában, Ausztráliában, Afrikában és Dél-Amerikában a fémelőállítás is jelentős forrás.

A kén globális mérlegében a kén természetes forrásait is figyelembe kell venni. A legnagyobb ilyen forrás az óceán, amelyből dimetil-szulfid (DMS) kerül a légkörbe az algák életfolyamatai révén. E redukált állapotú kénvegyületből származó kénkibocsátás mértékét nehéz pontosan becsülni, 15 és 39 millió tonna közé tehető. A vulkáni tevékenység éves átlagos kénkibocsátása 10 millió tonna, SO₂ és kisebb mértékben redukált állapotú kénvegyületek, elsősorban kénhidrogén formájában. A kén természetes forrásai együttesen az összes kibocsátás mintegy harmadát teszik ki, ám rendszerint más régiókat érintenek, mint az emberi tevékenység, így a kénvegyületek globális hatásaiban (pl. az éghajlat-módosításban) játszott szerepük ennél az aránynál jelentősen nagyobb.

3.2 A NO_x forrásai és kibocsátása

A levegő kémiai összetételének szabályozásában illetve bizonyos környezeti hatásokban szerepet játszó nitrogén-monoxid és nitrogén-dioxid (együttes jelölésük NO_x) emberi tevékenységből és természetes forrásokból is származhatnak. Noha a nitrogén-moid nem üvegházhatású gáz, de a troposzférában fontos szerepet tölt be az ózon képződésében, ami fontos üvegházhatású gáz, emellett az emberi egészségre, a növényzetre és a különböző használati anyagokra is káros hatással van. Legfőbb forrásuk a fosszilis energiahordozók és a biomassza égetése, a villámtevékenység és a talajokból származó kibocsátás. Az egyéb források közé a sztratoszférából származó transzport és az ammónia oxidációja tartozik. A nitrogén-monoxid koncentrációjának alakulása az elmúlt évszázadban nem pontosan ismert, de az tény, hogy a nitrát koncentrációja a grönlandi jégfúrások összetételi mérései alapján növekszik, és ez a növekedés némi korrelációt mutat az nitrogén-monoxid kibocsátás becsült növekedésével. E növekedés mértéke egy évszázad alatt közel egy nagyságrend. Rövidebb időskálán (1945. óta) az aeroszol nitrátkoncentrációja folyamatosan növekszik (3.5 ábra). A fosszilis energiahordozók égetéséből 1980-ra becsült kibocsátás 22 millió tonna nitrogénegyenértékben kifejezve. A legnagyobb kibocsátók közé az Egyesült Államok, Kína, a volt Szovjetunió, Japán és Németország tartoztak, a kibocsátás 95 %-a az északi féltekére esett.

1990-ben Európa a globális NO_x kibocsátás mintegy 30 %-át okozta. Európában 2005-ben az antropogén NO_x kibocsátás 40 %-a a közlekedésből származott, 22 %-a erőművekből, 16 % ipari folyamatokból, 15 % nem közúti közlekedésből és 7 %-a a háztartások kibocsátásából. Az 1988-ban megkötött Szófiai Egyezmény a NO_x kibocsátást az 1987-es szinten rögzítette, majd 1999-ben a Gothenburg Protokol 2010-re rögzített emissziós értékeket írt elő.

3.5. ábra - A globális nitrogén-dioxid emisszió forrásonkénti kibocsátása (Vestreng, 2009).

A motoremisszióból származó NO_x 90-95 %-ban nitrogén monoxidból áll. A NO kibocsátás 90 %-át az 1600 ⁰C fölött aktiválódó ún. Zeldovich mechanizmus okozza.

Európában az NO_x kibocsátás 1990-ben tetőzött, a közúti szállítás trendjével összhangban, majd ezt követően 2005-ig mintegy 30 %-kal csökkent. Ez a csökkenés elsősorban az erőművek (42 %) és az ipari kibocsátás (33 %) csökkenésének volt betudható, a közlekedés kibocsátás sokkal kisebb mértékben (22 %) csökkent. A dízelüzemű járművek ugyanis közel háromszor annyi NO_x-ot bocsátanak ki, mint a benzinüzeműek (3.2 táblázat), és a dízelfelhasználás részaránya ez idő alatt növekedett, ami valamelyest ellensúlyozta a fokozatosan szigorodó emissziós szabályozás hatását. A katalizátorokat először az 1975-ben forgalomba helyezett járművekben alkalmazták. A finoman eloszlatott nemesfémeket tartalmazó nagy fajlagos felületű katalizátortöltetet többcsatornás kerámiablokkban helyezték el. Az ún. háromutas katalizátorok a szén-monoxidot, a szénhidrogéneket szén-dioxiddá és vízzé, a NO_x-ot nitrogéngázzá alakítják. A kereskedelmi forgalomban kapható katalizátorok Pt/Rh, Pt/Pd/Rh, Pd, vagy Ph/Rh alapúak, optimális működési tartományuk 400 és 800 ⁰C közötti, amit a modern motorok körülbelül egy perc leforgása alatt elérnek. Így a járműmotorok kibocsátásának nagy része az indítás utáni működés során történik.

A pontforrások NO_x kibocsátásának csökkentésében az áttörést az ún. szelektív katalitikus redukciós eljárás (selective catalytic reduction, SCR) hozta. Ebben az eljárásban a füstgázba ammóniagázt vezetnek, ami a NO_x-al katalitikusan reakcióba lépve N₂-t és vízgőzt állít elő. Elméletben az átalakulás hatásfoka a 100 %-ot is megközelítheti, de a szabályozásban előírt 90 %-os csökkentési hatásfok biztonsággal teljesíthető. A katalizátor titánt, vanádiumot, molibdént és wolframot is tartalmaz. Az SCR rendszert először Japánban alkalmazták 1980-ban, ezt követte 1986-tól Németország, majd 1990-től az Egyesült Államok, ahol már nagy kéntartalmú barnaszenet felhasználó erőművekben is alkalmazták.

3.2. táblázat - Különböző típusú gépjárművek emissziós standard értéke (Forrás: Vestreng, 2009).

A biomassza égetése globálisan számos nyomgáz jelentős forrása, hiszen évente mintegy 5 milliárd tonna szerves anyagot égetnek el. Tekintettel arra, hogy 1 kg száraz biomassza égetése során körülbelül 4 g nitrogén-dioxid kerül a levegőbe, az ebből becsülhető éves NO_x-kibocsátás mértéke 5,3 millió tonna nitrogénegyenértékben.

A talajokban a nitrogén-monoxidot a nitrifikáció és kisebb mértékben a denitrifikáció folyamatai termelik. Erdőkben a talajok által kibocsátott nitrogén-dioxid egy részét a lombozat felveszi, így nem kerül a légkörbe. becsült éves nitrogénkibocsátás mértéke 12 millió tonna (3.6 ábra).

3.6. ábra - Nitrogén körforgás (Forrás: Pidwirni, 2006)

Villámláskor a kisülés közvetlen környezetében a hőmérséklet 30 ezer fokig emelkedik, majd hűlése során 1800 ^oC körül a levegő nitrogén- és oxigénmolekuláinak egyesülésével nitrogén-monoxid keletkezik. Ennek globális mértéke azonban meglehetősen bizonytalan, évente 2-20 millió tonna nitrogén. E forrás másik jellemzője, hogy a kibocsátás nem a felszín közelében történik.

Az ammónia kibocsátása a mikroorganizmusok tevékenységének és bomlási folyamatoknak köszönhető. Elsősorban az állati vizeletből és ürülékből, illetve a talajból származik, kisebb mértékben a biomassza égetéséből, a műtrágyákból és ipari tevékenységből. Az ammónia oxidációja során hidroxilgyökkel két lépésben reagál:

Az ammónia oxidációjával keletkező nitrogén-monoxid éves becsült mennyisége 0,9 millió tonna nitrogénegyenérték, 95 %-ban a trópusi övön belül.

Az egyes források becsült erősségét és a becslések bizonytalanságát az 3.3 táblázat foglalja össze.

3.3. táblázat - Egyes nitrogén források becsült erőssége és azok bizonytalansága (Forrás: Lee, 1997).

A becslések együttes bizonytalansága mintegy 30 %, valamivel kisebb Észak-Amerikában és Európában, amelyek a kibocsátás közel 50 %-át adják. Az emissziós forgatókönyvek szerint a fosszilis energiahordozók égetéséből származó nitrogénkibocsátás 2025-re 33–39 millió tonna mértékre növekszik, ezen belül különösen Kína és a délkelet-ázsiai térség kibocsátása nő.

3.3 A korom és széntartalmú részecskék

A korom kizárólag magas hőmérsékletű égés során képződhet, a szén-dioxidhoz képest kis mennyiségben. Légköri tartózkodási ideje körülbelül egy hét. A szén-dioxidhoz képest 1 grammja 360–480-ezerszer több energia elnyelésére képes, így potenciálisan a légköri koromkoncentráció csökkentésével azonnali és hatékony éghajlatváltozást lehetne elérni. Fontos megjegyezni, hogy a korom a szén-dioxidtól eltérően elsősorban a beérkező napsugárzás energiáját nyeli el, nem pedig a hosszúhullámú sugárzásét. Közvetett hatást gyakorol a felhőkre is, az energiaelnyelés megváltoztatja a felhőképződés mértékét és a keletkező felhők tulajdonságait. A koromrészecskék hatással vannak a levegőben lejátszódó kémiai folyamatokra, a látótávolságra és az emberi egészségre is.

A korom kibocsátása a szén-dioxid kibocsátástól eltérően jelentős mértékben függ az égés fajtájától és körülményeitől, akárcsak a NO_x vagy a szén-monoxid kibocsátása. Az égés sztöchiometriája (a tüzelőanyag-levegő arány) közvetlenül alig befolyásolja, mert nem egyensúlyi folyamatban képződik. Más égéstermékekkel kibocsátásával sem mutat közvetlen összefüggést, például benzinmotorokból sok szén-monoxid és kevés korom, míg dízelmotorokból éppen ellenkezőleg sok korom és kevés szén-monoxid kerül a levegőbe.

A korom kibocsátásával mindig együtt jár a szerves aeroszol kibocsátása is, ami több tízezer egyedi vegyületből tevődik össze. Közvetlen meghatározása a szén mérése révén lehetséges.

Az égésből származó részecskék a korom mellett az el nem égett tüzelőanyag maradékából, kémiailag jórészt ásványi anyagokból állnak. Fluidágyas széntüzelésnél, ahol a keletkező korom még az égéstérben gyorsan oxidálódhat, a fajlagos kibocsátás értéke kicsi. A hagyományos rácsos széntüzelésnél már jóval több korom képződik, ami az elmúlt évszázadokban komoly levegőminőségi problémákat okozott. A koromképződéshez szükséges minimális hőmérséklet 1300 ^oC körüli, de magas kátránytartalom esetén korom akár 600 ^oC körüli hőmérsékleten is képződhet. Másodlagos levegőbetáplálással a képződő korom mennyisége csökkenthető, amennyiben az égéstérbeli keveredés mértéke megfelelő. Az alacsonyabb fűtőértékű lignit elégetése során az alacsonyabb égési hőmérsékletnek és a kisebb kátránytartalomnak köszönhetően több szerves anyag, de kevesebb korom képződik.

3.3.1 Közlekedési források

A közlekedésből származó kibocsátás országonként erősen változó, mert jelentősen különbözik például a járműpark állapota, a felhasznált üzemanyag minősége, és a szabályozás. A legtöbb országban a kibocsátás nagyobb része a teljes járműpark egy kis részét adó, rosszul karbantartott és beállított ún. szuperkibocsátó járművek kibocsátásából származik, ami az előírások alapján közvetlenül nehezen becsülhető.

Jellemző fajlagos részecske kibocsátási értékek a fejlett országokban 0,15 ±0,10 g kg^-1, míg a fejlődő országokban 0,5 ±0,4 g kg^-1. A szuperkibocsátó járművek 10–15-ször annyi koromrészecskét bocsátanak ki, mint jól karbantartott társaik. A kétütemű járművek koromkibocsátása ugyan kisebb, de részecske kibocsátásuk 3–10 g kg^-1. A közúti dízeljárművek átlagos kibocsátása 1,75 ±0,75 g kg^-1, a nem-közúti járműveké (pl. mozdonyok, hajók) 2–6 g kg^-1.

3.4 Felhasznált irodalom

Smith, S. J., van Aardenne, J., Klimont, Z., Andres, R. J., Volke, A., and Delgado Arias, S. (2011) Anthropogenic sulfur dioxide emissions: 1850–2005, Atmos. Chem. Phys., 11, 1101-1116, doi:10.5194/acp-11-1101-2011 (Creative Commons Attribution 3.0 License)

Vestreng, V., Ntziachristos, L., Semb, A., Reis, S., Isaksen, I. S. A., and Tarrasón, L. (2009) Evolution of NOx emissions in Europe with focus on road transport control measures, Atmos. Chem. Phys., 9, 1503-1520, doi:10.5194/acp-9-1503-2009 (Creative Commons Attribution 3.0 License)

Pidwirny, M. (2006). "The Nitrogen Cycle". Fundamentals of Physical Geography, 2nd Edition. http://www.physicalgeography.net/fundamentals/9s.html

Lee D. S., Köhler I., Grobler E., Rohrer F., Sausen R., Gallardo-Klenner L., Olivier J.G.J., Dentener F. J., Bouwman A. F., (1997) Estimations of global no, emissions and their uncertainties Original Research Article, Atmospheric Environment, 31, 1735-1749

3.5 Kérdések

Milyen fő szennyező anyagokat ismer?

Miért káros a kén-dioxid?

Mi a fő antropogén forrása a nitrogén-oxidoknak?

Mi a legjelentősebb antropogén kén-dioxid forrás?

Melyik típúsú gépjárműveknek nagyobb a kén-dioxid kibocsátása?

Hogyan alalkult a fejlett és fejlődő országok kén-dioxid kibocsátása?

Miért jelentős szennyező a kis mennyiségű korom?

4. fejezet - A légköri aeroszol

Tartalom

4.1 Jelentőség, fizikai tulajdonságok
4.2 A részecskék keletkezése és növekedése
4.3 Felfogás és mérés
4.4 Kémiai összetétel
4.5 Aeroszol-víz kölcsönhatások
4.6 Felhasznált irodalom
4.7 Kérdések

4.1 Jelentőség, fizikai tulajdonságok

A légkör nem csak gázmolekulákat, hanem jóval nagyobb szilárd és cseppfolyós anyagegységeket, un. részecskéket is tartalmaz. Az ilyen rendszereket aeroszolnak, a részecskéket aeroszol részecskéknek nevezzük. A légkör hatalmas aeroszolt alkot. A részecskék nagysága a molekula-halmazoktól (néhány nm; 1 nm=10^-9 m) a mintegy 10 µm-ig terjed (1 µm=10^-6 m) (4.1 ábra). A nagyobb részecskék ugyanis a nehézségi erő hatására hamar kihullnak a levegőből. Az aeroszol részecskék tehát a molekuláknál (ezek átlagos mérete tizednanométer) jóval nagyobbak. Kicsinyek azonban ahhoz, hogy szabad szemmel láthassuk őket. Kivételt képez, amikor sötét helyiségben az oldalról behatoló napfényben csillognak.

4.1. ábra - Aeroszol részecskék (forrás: Pósfai M.). A füzérszerűek korom-, a nagyobbak szulfátrészecskék.

Az aeroszol részecskék száma a környezeti feltételektől függ. Szárazföldi, különösen szennyezett levegőben nagyobb koncentrációban fordulnak elő. Ez utóbbi esetben számuk 1 cm³ levegőben, eléri a 105-t (4.1 táblázat). A részecskék száma a magasság növekedésével általában csökken. Ez az igen csak nagynak tűnő szám azonban jóval kisebb, mint a molekulák száma. 1 cm³ levegőben ugyanis normál hőmérsékleten és nyomáson 10¹⁹ molekula van. Az aeroszol részecskéket azonban nem csak számukkal, hanem tömegükkel (tömegkoncentráció) is jellemezhetjük. Tengeri levegő 1 m³-ében általában 1 µg (1 µg=10^-6 g), szárazföldi levegőben 10 µg tömegű részecske található.

4.1. táblázat - A légköri aeroszol részecskék száma és tömegkoncntrációja a levegőben a környezeti feltételek függvényében. A számok tipikus nagyságrendeket jelölnek.

Kis tömegük ellenére az aeroszol részecskék a légköri (és környezeti) folyamatok szabályozásában fontos szerepet játszanak. Szórják és elnyelik a napsugárzást, így csökkentik a felszínt elérő napenergia mértékét (lásd: Az éghajlatváltozás okai és következményei c. fejezet). A látható fény gyengítésével viszont a látótávolságot szabályozzák, vagyis azt a távolságot, ameddig a levegőben vízszintes irányban ellátunk. Aeroszol részecskék nélkül a látótávolság mindig nagyobb lenne, mint 300 km. Az aeroszol részecskék legfontosabb légköri hatása a felhő- és csapadékképződéssel kapcsolatos, hiszen a részecskék szolgáltatják a felhőképződéshez elengedhetetlen kondenzációs magvakat. Nélkülük nem lennének felhők az égén, és csapadék sem hullna. Másrészt a felhők szerkezete (pl. felhőcseppek száma) alapvetően a kondenzációs magvak koncentrációjától függ. A felhők szerkezete viszont meghatározza a felhők csapadékképző hatékonyságát, valamint sugárzás-visszaverő képességét, azaz albedóját. Végül az aeroszol részecskék befolyásolják a belélegzett levegő, illetve a légköri ülepedés minőségét.

Mint említettük, a részecskék nagysága igen különböző lehet. Ebből következik, hogy a szám-, vagy tömegkoncentráció önmagában nem elegendő az aeroszol fizikai jellemzésére. Meg kell azt is határoznunk, hogy a különböző nagyságú (nagyság-tartományba tartozó) részecskék milyen gyakoriságban fordulnak elő. Ezt a gyakoriságot adja meg a nagyság szerinti eloszlási függvény, amely elvileg a következő módon adható meg: N=f(d), illetve M=F(d), ahol N és M a részecskék száma, illetve tömege, d a részecskék átmérője, míg f és F függvénykapcsolatra utal. Egyszerűen szólva: a koncentráció a nagyság függvénye. Ha a nagyságszerinti eloszlási függvényeket integráljuk, akkor a teljes szám-, illetve tömegkoncentrációhoz jutunk. Más szavakkal: a teljes koncentrációt úgy kapjuk meg, ha az egyes nagyság-tartományba tartozó koncentrációkat összeadjuk.

A nagyság szerinti eloszlást, egyebek között, a részecskék keletkezési módjának a függvénye. Vizsgáljuk meg ezért, hogy az aeroszol részecskéket milyen folyamatok hozzák létre.

4.2 A részecskék keletkezése és növekedése

A légköri aeroszol részecskék lényegében kétféle módon keletkeznek. Az egyik a különböző gőzök kondenzációja (4.2 ábra). Így jönnek létre a finom részecskék, amelyek mérete kisebb, mint 1 µm. Ennek alapfeltétele, hogy a levegőbe a kibocsátó forrásokból kondenzációra gépes gőzök kerüljenek. Erre a szennyezett levegőben oly gyakori elemi szén részecskék szolgáltatnak példát. A másik, sokkal általánosabb lehetőség, hogy a gőzök a kibocsátott gázok kémiai reakciói útján keletkeznek. Ez utóbbira közismert példa, amikor az erőművekből kikerülő kén-dioxid a levegőben oxidálódik, és igen alacsony telítettségi gőznyomású kénsav gőz keletkezik. A kénsav a vízmolekulákkal együtt igen kicsiny, un. nanorészecskéket alkot, amelyet az ammónia gáz részben, vagy egészben semlegesít. Így keletkeznek a levegőben általánosan előforduló ammónium-szulfát részecskék (lásd 4.4). Hasonló a salétromsav gőz keletkezése. Nagy különbség azonban, hogy a salétromsav telítettségi gőznyomása magasabb, mint a kénsavé, így a salétromsav egy része gázhalmazállapotban a levegőben marad. Másrészt előfordulhat, hogy a kénsav és salétromsav gőz már meglévő nagyobb részecskéken kondenzálódik. Végül az emberi tevékenységből (pl. közlekedés), vagy biológiai forrásokból származó szerves gázokból keletkezik a szerves részecskék kémiailag igen változatos együttese.

4.2. ábra - Gőzök kondenzációjával keletkező részecskék.

Az elmondottakból következik, hogy a levegőbe kerülő nyomgázok oxidációs folyamatainak megismerése a kutatások fontos feladata. Magas oxigéntartalma miatt a levegő oxidatív közeg. Fontos ismérve azonban, hogy a különböző gázokat nem a molekuláris oxigén, hanem az oxigén-tartalmú szerves gyökök, illetve az ózon oxidálja. A szabad gyökök olyan kifelé kémiailag semleges atomok, vagy atomcsoportok, amelyek külső elektronpályáján páratlan számú elektron kering. Közülük a levegőben legfontosabb a hidroxilgyök (OH), amely az ózon fotokémiai bomlásából származó gerjesztett oxigénatomok és a vízgőz molekulák egyesüléséből származik: O + H₂O → 2OH. A talajközeli levegőben lévő ózon létrejötte viszont a nitrogén-dioxid fotokémiai bomlásának köszönhető. A folyamat meghatározó része a forrásokból kikerülő nitrogén-monoxid oxidációja, amely szerves gázokat tartalmazó levegőben lehetséges. Leegyszerűsítve azt mondhatjuk, hogy a szervetlen gázokat mindig az OH gyökök, míg a szerveseket mind az OH, mind az ózonmolekulák oxidálhatják.

A kondenzációval keletkező kicsiny, gömb alakú részecskék a levegőmolekulákkal ütközve jelentős véletlenszerű mozgásra (Brown-féle mozgás) tesznek szert. Mozgásuk miatt egymással ütköznek, összetapadnak, azaz egyesülnek. Ezt a folyamatot termikus koagulációnak nevezzük. A termikus szó arra utal, hogy magasabb hőmérsékleten nagyobb a molekulák kinetikus energiája, következésképpen a részecskék nagyobb impulzusokat kapnak. A termikus koaguláció egyenesen arányos a különböző nagyságú részecskék koncentrációjával, és fordítva arányos a részecskék sugarával. Kisebb, mozgékonyabb részecskék és magas koncentráció esetén ugyanis nagyobb az ütközések valószínűsége. A koaguláció jelentősen csökkenti a 0,1 µm-nél kisebb átmérőjű részecskék koncentrációját. Ugyanakkor növeli az említett méretnél nagyobb részecskék számát. A koaguláció miatt így a részecskék a kisebb átmérőtartományból „átnőnek” a 0,1-1,0 µm-os intervallumba. Ebben az intervallumban összegyűlnek (itt már elhanyagolható a koaguláció), ezért un. akkumulációs tartományról beszélünk. A felhalmozódást elősegíti, hogy ilyen méretű részecskéken a gőzök könnyen kondenzálódnak, ami tovább fokozza a növekedést.

Az aeroszol részecskék keletkezésének másik módja a felszín felaprózódása (pl. 4.3 ábra), elsősorban a rendezett és rendezetlen légmozgások következtében. Ezeknek az un. durva részecskéknek a tömege az 1 µm fölötti nagyságtartományba esik és kémiai összetétele a felszín kémiai tulajdonságait tükrözi. Így az óceánok és tengerek fölött elsősorban tengeri sóból (főleg nátrium-klorid), a szárazföldek fölött alumíniumból, szilíciumból és vasból állnak. A tengeri só részecskék a levegőben oldatcseppeket képeznek (lásd később), így általában gömb alakúak, míg a szárazföldi durva részecskék formája igen változatos lehet.

A durva részecskék nagyságának felülről a nehézségi erő hatására bekövetkező ülepedés szab határt, mint azt a következő, ötödik fejezetben részletesebben kifejtjük.

4.3. ábra - Tengerek felett a buborékok szétrobbanásával keletkeznek részecskék.

A 4.4 a ábra a részecskék számának a nagyság szerinti eloszlását mutatja. Az elmondottakkal egyezésben a nanorészecskék kondenzációval keletkeznek, majd koagulációval és további kondenzációval átnőnek az akkumulációs tartományba. A részecskék számát alapvetően a nanorészecskék határozzák meg. A durva tartományban a részecskék száma kicsi. Ezzel szemben, ha a tömegkoncentráció eloszlását vesszük figyelembe (4.4 b ábra), akkor kis nagyságuk miatt a nanorészecskék hatása elhanyagolhatóvá válik. Ugyanakkor a durva részecskék tömege igen jelentős, és meghaladja az akkumulációs tartományban lévő össztömeget.

4.4. ábra - Az aeroszol részecskék méret szerinti eloszlása: „a” rész a számkoncentráció, „b” rész a térfogati (tömeg) eloszlást mutatja.

4.3 Felfogás és mérés

Az aeroszol részecskék fizikai és kémiai tulajdonságainak meghatározása általában két lépésben történik. Az első lépés a részecskék felfogása, a második a minták kiértékelése. Ez utóbbi lehet a minták (elektron)mikroszkópos értékelése, vagy kémiai analízise.

A részecskék felfogására két alapvető eljárás használatos. Az egyik a részecskék tehetetlenségi felfogása. Ez úgy történik, hogy részecskéket tartalmazó levegő áramlásába megfelelően kicsiny akadályt helyezünk (4.5 a ábra). A levegő körüláramolja az akadályt, míg a részecskék pályája, tehetetlenségük miatt, eltér a légpályáktól, és a részecskék az akadályba ütköznek (az angol „impact” szóból az akadályt impaktornak nevezzük). A felfogás hatékonysága (azaz, hogy adott nagyságú részecskék mekkora hányadát fogjuk fel) egyenesen arányos az áramlás sebességével, a részecskék nagyságával, és fordítva arányos az akadály méretével. Tekintve, hogy az áramlás (szél) sebessége általában nem túlságosan nagy, a levegőt gyakorta csövekben szívjuk át, amelyek bemenő oldala, a levegő felgyorsítására, kicsiny réseket tartalmaz. Ilyenkor a résnél jóval nagyobb méretű lemezeket a rések mögött helyezzük el. Minél kisebb a rés, annál nagyobb sebességű a lineáris áramlás, így egyre kisebb tehetetlenségű (nagyságú) részecskéket foghatunk fel. Így, ha csőbe egyre kisebb réseket helyezünk, a részecskéket felfogásukkor nagyságuk szerint osztályozhatjuk (pl. különválaszthatjuk a finom és durva részecskéket). Ilyenkor kaszkád impaktorról beszélünk (4.5 b ábra).

4.5. ábra - Az impaktor működése

A részecskék felfogása a második eljárásnál szűrők segítségével történik A szűrők lehetnek szálas szűrők, mint például a kémiai laboratóriumokban használatos szűrőpapír. Mintavételnél a szűrőn árszívott levegőből a nagyobbak tehetetlenségük, a kisebbek diffúziójuk miatt ütköznek a szálakba. Sokkal jobb felfogási hatékonyság érhető el az un. membránszűrőkkel, amelyek anyaga (pl. cellulóz-észter) kicsiny pórusokat tartalmaz. A nagyobb részecskék tehetetlenségük miatt az pórosok körül ütköznek a szűrőbe, a kisebbek diffúzióval a pórusok falára tapadnak. Megfelelően kicsiny (tized mikrométeres) pórusokat, és áramlási sebességeket alkalmazva elérhető, hogy a felfogási hatékonyság az egész nagyságtartományt tekintve közel 100% legyen.

Ha viszonylag kicsiny légtérfogatból vesszük a mintát, akkor a részecskék a mikroszkóp/elektronmikroszkóp mezejében külön-külön látszódnak (lásd 4.1 ábra). Ilyenkor megmérhetjük a nagyságukat és összeszámlálhatjuk őket. A szűrős mintákat ennél a kiértékelésnél természetesen megfelelő módon „átlátszóvá” kell tennünk. Ha viszont nagy légtérfogatból vesszük a mintát, akkor a részecskék tömege megfelelően érzékeny analitikai mérleggel meghatározható. A kémiai összetétel úgy állapítható meg, ha a mintát valamilyen folyadékkal (pl. desztillált vízzel) átmossuk, és a kapott oldatot analizáljuk érzékeny mikrokémiai módszerekkel (pl. ionkromatográfia). Korszerű laboratóriumokban olyan módszerek is rendelkezésre állnak, amelyek segítségével a mintákat roncsolásmentesen analizálhatjuk. Például a mintát röntgen, vagy proton besugárzással gerjesztjük, és a kibocsátott röntgensugárzást detektáljuk. Természetesen a kémiai vizsgálatoknál kémiailag tiszta, vagy tisztított szűrőket kell alkalmaznunk.

Az utóbbi években egyre jobban teret kap a távmérés. Erre a lidarok, vagy a műholdas mérések szolgáltatnak példákat. A távméréseknél azonban még számos problémát kell megoldani. Főként, ha kémiai vizsgálatokra akarjuk alkalmazni őket.

4.4 Kémiai összetétel

A 4.2 pontban vázoltaknak megfelelően a finom és durva részecskék kémiai összetétele alapvetően különbözik egymástól. A durva és finom részecskék különválasztása megfelelő kaszkád impaktorokkal, vagy különböző pórusú membránszűrőkkel történhet. A másik lehetőség az, hogy kiszámítjuk adott kémiai elem és egy biztosan talajeredetű elem (pl. alumínium) arányát az aeroszol mintában, és ezt a megfelelő talaj-, illetve földkéregre vonatkozó átlagos arányra vonatkoztatjuk. A kapott számot dúsulási tényezőnek nevezzük. Ha ez a szám egyhez közeli érték, akkor az illető elem földfelszíni eredetű, következésképpen a durva tartományban található. Ha viszont nagyobb/jóval nagyobb, mit egy, akkor a finom tartományban van, és szárazföldi környezetben általában szennyező forrásokból került a levegőbe. Ennek megfelelően például az ólom és a kén dúsulási faktora tipikusan több mint ezer. A 4.2 táblázat néhány olyan elemnek a koncentrációját mutatja, amelyek dúsulási tényezője egyhez közeli érték. A táblázat alapján az a következtetés vonható le, hogy a durva részecskék elsősorban alumínium- és vas-szilikátokból állnak.

4.2. táblázat - Az elsősorban talajeredetű elemek koncentrációja vidéki levegőben hazai mérések alapján. Az értékek ngm^-3 egységekben vannak kifejezve (1 ng=10^-9g).

A finom részecskék összetétele a légkör szempontjából különösen fontos. Egyrészt ebben a tartományban találhatók azok a részecskék, amelyek átmérője összevethető a fény hullámhosszával. Ez azért fontos, mivel, Mie német fizikus elmélete szerint, a napsugarak intenzitását az ilyen részecskék gyengítik. Így az akkumulációs tartományban lévő részecskék szórják (kisebb mértékben elnyelik) a fényt. Így a látótávolság szabályozása ezeknek a részecskéknek köszönhető. Másrészt vízben oldódó hányaduk szolgáltatja a kondenzációs magvakat (lásd később), azaz szabályozza a felhők szerkezetét.

A 4.6 ábra a finom részecskék kémiai összetételét, un. tömegmérlegét mutatja magyar vidéki levegőben, illetve egy igen intenzív gépkocsi forgalmú nagyvárosban (Los Angelesben). Az ábra alapján az a legfontosabb következtetés vonható le, hogy két ennyire különböző környezetben is a finom részecskék összetétele mennyire hasonlít egymásra (ez természetesen nem okvetlenül vonatkozik a koncentrációk abszolút értékére). Mindkét helyen az összetételt a szulfát és ammónium (elsősorban ammónium-szulfát vegyület), illetve a szerves anyagok határozzák meg. Elsősorban a nagyvárosi aeroszolban az elemi szén is alapvető összetevő, ami elsősorban a dízel meghajtású gépkocsik kibocsátásának köszönhető. A vizsgálatok azt is kiderítették, hogy a szerves részecskék jelentős része is vízben oldódó komponensekből áll.

4.6. ábra - Vidéki és városi finom aeroszol részecskék kémiai összetétele

A finom aeroszol részecskék különböző fémeket is tartalmazhatnak (ólom, cink, kadmium, vanádium, stb.). Ezek koncentrációja viszonylag kicsi, környezeti szempontból mégis jelentősek. Hatással vannak ugyanis az egészségre (lásd 9. fejezet), és a különböző ökoszisztémák állapotára.

Végül megjegyezzük, hogy az óceánok fölötti aeroszol összetétele eltér a szárazföldi összetételtől. A 4.3 táblázat az Atlanti-óceán fölött végzett mérések eredményeit foglalja össze.

4.3. táblázat - A légköri aeroszolban lévő néhány komponens koncentrációja az Atlanti-óceán fölött µgm^-3 egységekben (1µg=10^-6 g).

Óceáni környezetben érthető módon a tengeri sóban lévő ionok dominálnak (nátrium, klorid, kisebb mértékben magnézium). Ugyanakkor meglepően magas a szulfát koncentrációja. Az óceánok fölött azonban a szulfát nem az antropogén eredetű kén-dioxid, hanem az óceáni bioszféra által kibocsátott dimetil-szulfid oxidációjának a következménye.

4.5 Aeroszol-víz kölcsönhatások

A vízben oldódó aeroszol részecskék, a relatív nedvesség függvényében, már a vízre vonatkoztatott telítettség (100%-os relatív nedvesség) elérése előtt oldatcseppeket alkotnak. Ez abból a fizikai-kémiában jól ismert jelenségből következik, hogy az oldott anyagok jelenléte csökkenti az egyensúlyi gőznyomást. Ennek illusztrálására tekintsük a 4.7 ábrát. Az ábra egy vízben oldódó részecske (pl. nátrium-klorid, ammónium-szulfát) nagyságának változását mutatja a relatív nedvesség függvényében. Ha növeljük a relatív nedvességet, akkor kezdetben a szilárd részecske mérete nem változik. Meghatározott (a vegyületre jellemző) relatív nedvességen azonban a részecske fázist vált, és oldatcseppé alakul. Ez azon a relatív nedvességen következik be, amelyen a vegyület telített oldata gőzkörnyezetével egyensúlyban van (ammónium-szulfát esetén pl. 80%). A nedvesség további emelkedésekor a cseppecske növeli átmérőjét, és az őt felépítő oldat egyre hígabb lesz. Érdekes módon, ha csökkentjük a nedvességet, akkor a folyadék-szilárd fázisváltás általában alacsonyabb relatív nedvességen következik be, mint a szilárd-folyadék ármenet (hiszterézis).

4.7. ábra - Az aeroszol részecskék higroszkópossága.

Ebből következik, hogy a levegő optikai tulajdonságai a relatív nedvesség függvényében változnak. Nagyobb relatív nedvességen ugyanis nagyobb a részecskék keresztmetszete, ami fokozza fényszóró képességüket. Ennek fontos gyakorlati következménye, hogy a látótávolság és a relatív nedvesség között fordított összefüggés figyelhető meg.

100%-os relatív nedvesség alatt az oldatcseppek stabilis termodinamikai egyensúlyban vannak. Ez azt jelenti, hogy ha vízmolekulákat veszünk el belőlük, vagy adunk hozzájuk, akkor maguktól újra felveszik eredeti nagyságukat. Ezzel szemben, ha a nedvesség (páranyomás) a telítettségi érték fölé emelkedik, akkor a csepp igen alacsony túltelítettségen eléri azt, a mértet, amikor környezetével labilis egyensúlyi állapotba kerül. Ha a labilis állapotú csepphez további vízmolekulákat adunk, akkor méretét mindaddig növeli, amíg vízgőz egyáltalán rendelkezésre áll. A labilis termodinamikai állapot elérése a felhőképződés alapvető ismérve. Azt a túltelítettséget, amelyen adott oldatcsepp felhőcseppé válik, kritikus túltelítettségnek nevezzük. A kritikus túltelítettség a részecske (oldatcsepp) kémiai természetének és nagyságának függvénye. Adott túltelítettségen felhőcseppet létrehozó a részecskék (kondenzációs magvak) száma meghatározza, hogy térfogategységben hány felhőcsepp keletkezik.

Termodinamikai számításokból következik, hogy a vízben oldódó magvak kritikus túltelítettsége alacsonyabb, mint a vízben oldhatatlan részecskéké. Ebből következik, hogy a felhők szerkezetét elsősorban a vízben oldódó aeroszol részecskék befolyásolják, meghatározva a felhők csapadékképző hatékonyságát és optikai tulajdonságait. Az előzőekben láttuk, hogy a finom részecskék tartományában a szulfát mindenütt viszonylag nagy koncentrációban fordul elő. Ebből következik, hogy a kondenzációs magvak többségét szulfát/ammónium-szulfát részecskék szolgáltatják. Óceáni környezetben a nátrium-klorid részecskék, míg szárazföldi levegőben a vízben oldódó szerves anyagok is szerepet játszhatnak.

Az elmondottakból következik, hogy a víz légköri körforgalmát az aeroszol, elsősorban annak vízben oldódó részecskéi teszik lehetővé. Ugyanakkor, a víz körforgalma megtisztítja az aeroszol-részecskéktől a levegőt, mint erről a következő fejezetben részletesebben beszámolunk.

4.6 Felhasznált irodalom

Mészáros E. (1993): Légkörtan. Veszprémi Egyetemi Kiadó, Veszprém.

Mészáros, E. (1997): Levegőkémia. Veszprémi Egyetemi Kiadó, Veszprém

Mészáros Ernő (2001): A környezettudomány alapjai. Akadémiai Kiadó, Budapest

4.7 Kérdések

Mi az aeroszol és mik az aeroszol részecskék?

Milyen méretűek az aeroszol részecskék?

A légkör optikai folyamataiban milyen szerepük van az aeroszol részecskéknek?

Mi a részecskék legfontosabb szerepe?

Milyen folyamatok során keletkeznek a finom aeroszol részecskék?

Hogyan keletkeznek a durva részecskék?

Az aeroszol részecskék fizikai és kémiai jellemzőit hogyan lehet meghatározni?

Hogyan lehet az aeroszol részecskéket felfogni?

Mi jellemzi a finom és a durva részecskék kémiai összetételét?

Mit nevezünk dúsulási tényezőnek?

A légkör vízgőztartalma hogyan befolyásolja az aeroszol részecskéket?

Milyen kapcsolat van a légkör vízgőztartalma és optikai tulajdonságai között?

Milyen kapcsolat van a vízgőz és az aeroszol részecskék légköri körforgalma között?

5. fejezet - Száraz és nedves ülepedés; a csapadékvíz kémiai összetétele

Tartalom

5.1 Nyelő folyamatok
5.2 A durva aeroszol részecskék gravitációs ülepedése
5.3 A turbulens diffúzió miatti ülepedés
5.4 Nyomanyagok kimosódása
5.5 A csapadékvíz kémiai összetétele: nedves ülepedés
5.6 Az ülepedés ökológiai hatásai
5.7 Felhasznált irodalom
5.8 Kérdések:

5.1 Nyelő folyamatok

A levegőbe a különböző vegyületek (gázok, illetve aeroszol részecskék) specifikus forrásokból kerülnek (lásd 3. fejezet). A forrásokat általában a bioszféra szolgáltatja, de az emberi tevékenység hatása is jelentős. Az egyes anyagok/nyomanyagok koncentrációja jelentősen megnövekedne, ha nem működnének a légkörben olyan mechanizmusok, amelyek kivonják őket a levegőből. Ezeket nyelő folyamatoknak, vagy egyszerűen nyelőknek nevezzük. A légkör összetételének állandóságát a források és nyelők egyensúlya biztosítja.

A nyelők és források kölcsönhatása következtében az egyes elemek/vegyületek a levegőben meghatározott ideig tartózkodnak. Ez a tartózkodási idő.(lásd 1. és 2. fejezet). Minél hosszabb adott anyag tartózkodási ideje, annál kisebb koncentrációjának tér- és időbeli változékonysága. Általában azoknak a komponenseknek rövid a tartózkodási ideje, amelyek gyorsan kémiai reakciókba lépnek, illetve vízben jól oldódnak. Más szavakkal a nyelő folyamatokat elsősorban kémiai átalakulás, illetve a csapadékhullás biztosítja (nedves ülepedés, lásd később).

Ennek megfelelően a nyelők lehetnek kémiai reakciók, amelyek alkalmával adott vegyület egy másik komponenssé alakul át. A kémiai nyelők vegyületeket vonnak ki a levegőből. Alkotó elemeik azonban, más kémiai formában, továbbra is a levegőben maradnak. Erre közismert példa a kén-dioxid oxidációja, amelynek során kénsav keletkezik. Ez a folyamat nyelője a kén-dioxidnak (és forrása a kénsavnak), de a kén, mint elem szempontjából sem nem forrás, sem nem nyelő.

A nyelők másik nagy csoportját azok a folyamatok alkotják, amelyek során az elemek, és vegyületek véglegesen elhagyják a légkört. Más szavakkal kiülepednek a levegőből. Az ülepedés definíciószerűen a levegőből a vízszintes felszín felületegységére időegység alatt érkező anyagmennyiség (SI dimenziója: kgm^-2s^-1). Az ülepedésnek két formáját különböztetjük meg. Az egyik a száraz időszakokban végbemenő, un. száraz ülepedés, amit elsősorban a függőleges turbulens diffúzió irányít. A másik a csapadékvízben lévő oldott és oldhatatlan anyagok ülepedése, amely a nedves ülepedés nevet viseli.

Hangsúlyoznunk kell, hogy az ülepedés csupán a légkör szempontjából nyelő folyamat. A környezet más tartományai számára (talaj, vizek, bioszféra) anyagforrás. Így, a légköri ülepedés jelentősége kettős. Egyrészt tisztán tartja a levegőt. Másrészt anyagokat szállít más földi tartományokba. Természetes körülmények között a légköri ülepedés hasznos, mivel a szárazföldi és vízi ökoszisztémákat tápanyagokkal látja el. Ha azonban a levegő szennyezett, akkor, az idők során kialakult anyagmérleghez képest, túl sok anyag ülepedik le. Ez felboríthatja az ökoszisztémák anyag-gazdálkodását, végső soron a működését. Erre találó példa a savas ülepedés („savas eső”), amely mind a felszíni vizek, mind a növényzet számára komoly veszélyt jelent (lásd 5.6.).

5.2 A durva aeroszol részecskék gravitációs ülepedése

A levegőben lebegő aeroszol részecskére természetesen hat a Föld nehézségi erőtere. Ennek következtében a felszín irányába mozognak. A levegő közegellenállása azonban fékezi ezt a mozgást. Így, ha magára hagyunk egy részecskét, bizonyos esés után (ez a részecske méretének és sűrűségének függvénye) a nehézségi erőt a közegellenállás kiegyenlíti. Ilyenkor az esési sebesség állandóvá válik. Ez az állandó sebesség úgy számítható ki, ha a részecskére ható két erőt egyenlővé tesszük egymással. Ily módon az esési sebességre v_s a következő érték adódik (Stokes-formula):

xxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxxx

ahol d és ρ rendre a részecske átmérője, illetve sűrűsége, g a nehézségi gyorsulás (9,81 ms^-2), míg η a dinamikus viszkozitási együttható (értéke 20 ^oC-on 1,815 Nsm^-2). Látható, hogy az esési sebesség, az egyéb tényezők mellett a részecskék méretének növekedésével négyzetesen növekszik. 10 µm és100 µm átmérőjű, gömb alakú részecskék esetén az esési sebesség értéke rendre 3·10^-3 ms^-1, illetve 3·10^-1 ms^-1.

Általában leszögezhetjük, hogy a durva részecskék (porok) száraz ülepedése a nehézségi erőtérnek köszönhető. Hatására, elsősorban a 10 µm-nél nagyobb részecskék, viszonylag gyorsan kihullnak a levegőből. Amikor azonban a levegő felfelé áramlik (pl. felhőképződésnél), akkor a durva részecskék nagyobb magasságba keveredhetnek, így forrásaiktól messzire eljuthatnak. Ennek bizonyítéka, hogy az Atlanti-óceán fölött több ezer méteres magasságban is találtak szaharai porokat (5.1 ábra)

5.1. ábra - Szaharai por szállítódása a magasból. A University of Wisconsin-Madison Space Science and Engineering Center engedélyével.

A nehézségi erő természetesen az 1 µm-nél kisebb, finom részecskékre is hat. Ebben az esetben azonban a gravitációs ülepedési sebesség elhanyagolhatóvá válik. Ilyen nagyságú részecskék (és a gázmolekulák) függőleges transzportját a turbulens diffúzió biztosítja. Mint ismeretes a turbulencia a levegőmolekulák véletlenszerű mozgása, amely a rendezett áramlásra (szél) rakódik. Ez a rendezetlen mozgás a részecskék keveredésének szabályozásában fontos szerepet játszik.

5.3 A turbulens diffúzió miatti ülepedés

A turbulens diffúzió a száraz ülepedés legfontosabb folyamata. Hatására az aeroszol részecskék és gázmolekulák függőleges irányba mozognak. Ennek megértéséhez tekintsük a 5.2 ábrát. Tételezzük fel, hogy a felszín fölött z₁ (pl. 10 cm) és z₂ magasságban (pl. 1 m) megmérjük a finom részecskéknek, illetve adott nyomgáz molekuláinak a koncentrációját. (Az 1 tf.%-nál kisebb gázok és az aeroszol részecskék együttese (lásd 1. fejezet).) Jelöljük ezeket c₁, illetve c₂2-vel. Ha a két koncentráció nem egyenlő egymással, akkor a turbulens diffúziós áramlás igyekszik a koncentráció-különbséget megszüntetni. Két eset lehetséges. Ha a koncentráció a magasabb szintben nagyobb, akkor az anyagáramlás lefelé irányul. Ilyenkor ülepedés történik. Ellenkező esetben viszont forrásról beszélünk, azaz a felszín kibocsátja a tekintett anyagot. Az első eset különösen akkor figyelhető meg, ha a felszín, vagy a rajta lévő növényzet hatékony elnyeli a tekintett gáz molekuláit (pl. bázikus talaj a kén-dioxidot). Így az is előfordulhat, hogy adott elem gázformájú vegyülete (pl. kén-dioxid) gyorsabban ülepedik, mint az aeroszol fázisú formája (pl. szulfát részecskék).

5.2. ábra - Turbulens diffúzió vázlatos rajza

A turbulens diffúzió erőssége, fluxusa (F) nyilvánvalóan egyenesen arányos a két szintben mérhető koncentráció különbségével, és fordítva arányos a magasságkülönbséggel. Így felírható, hogy:

Ebben az egyenletben a K_t arányossági tényező a turbulens diffúziós együttható, amely pl. a két szint közötti szél-, vagy hőmérséklet-különbség mérésekkel határozható meg. Lefelé irányuló fluxus esetén F=Dsz, ahol Dsz a száraz ülepedési sebesség mértéke. Ha ez utóbbit elosztjuk a talajközeli koncentrációval (c), akkor egy sebesség dimenziójú számot (v_sz) kapunk, amelyet száraz ülepedési sebességnek nevezünk. Ebből következik, hogy D_sz=c∙v_sz . Ha adott felszín esetén ismerjük az átlagos (több meteorológiai helyzetre vonatkozó) értékét, akkor a koncentráció ismeretében a száraz ülepedést egyszerűen kiszámíthatjuk. Ebből az összefüggésből következik, hogy a száraz ülepedés elsősorban a források környezetében, viszonylag magas koncentrációk esetén jelentős. A száraz ülepedési sebesség természetesen a felszín minőségétől és a meteorológiai helyzettől függ.

A felszín minősége, fizikai és kémiai állapota elsősorban azért lényeges, mivel minden felszínt vékony, milliméteres vastagságú réteg borít, amelyen a turbulencia nem képes a molekulákat (aeroszol részecskéket) átszállítani. Ezen az ún. lamináris rétegen a molekulákat a molekuláris diffúzió, míg a részecskéket a gravitációs ülepedés, illetve a kisebbeket a Brown-féle mozgás juttatja át. (A molekuláris diffúzió álló gázban, a koncentráció különbség hatására fellépő diffúzió. Hasonló egyenlettel írható le, mint a turbulens diffúzió, de ebben az esetben az arányossági tényező, a molekuláris diffúziós együttható sokkal kisebb.) Ezért van az, hogy az aeroszol részecskék száraz ülepedési sebessége a részecskék méretének csökkenésével először csökken, majd ismét növekedni kezd (5.3 ábra). A minimum az akkumulációs tartományban található. Ebből következik, hogy ezeknek a részecskéknek a leghosszabb a tartózkodási idejük (mintegy 10 nap). Ezeket a részecskéket elsősorban a csapadékvíz vonja ki a levegőből (lásd később).

Az egyes nyomgázok száraz ülepedési sebessége a fentieknek megfelelően igen változó lehet. Általában azonban 0,1 cms^-1 és 1,0 cms^-1 értékek között változik.

5.3. ábra - A száraz ülepedési sebesség változása az aeroszol részecskék méretének függvényében, különböző felszínek felett.

5.4 Nyomanyagok kimosódása

A felhő- és csapadékvíz a Természetben található legtisztább vizek közé tartozik. Ennek ellenére oldott (és oldhatatlan) állapotban számos anyagot tartalmaz. Ez annak a következménye, hogy az aeroszol részecskék, illetve a vízben oldódó nyomgázok jelentős része a felhőképződés és csapadékhullás során a vízbe kerül. Más szavakkal a csapadék megtisztítja, mintegy „kimossa” a légkört.

A kimosódás már a felhőképződés pillanatában megkezdődik. A felhőcseppek ugyanis aeroszol részecskéken, kondenzációs magvakon keletkeznek. A kondenzációban általában a nagyobb (kb. 0,05 µm fölötti átmérővel rendelkező), vízben oldódó részecskék (pl. ammónium-szulfát) vesznek részt (lásd 4.5). A részecskék kicsiny tömege miatt a felhővíz kémiai összetételének kialakítása szempontjából kevésbé jelentős hatása van a termikus koagulációnak (lásd 4.2), amelynek során a Brown-féle mozgást végző kicsiny (átmérő kb. 0,05 µm alatt) részecskék a felhőcseppekbe ütköznek.

A felhőképződést követően azonnal megindul a különböző nyomgázok abszorpciója. Így a szén-dioxid elnyelése, amelynek során hidrogén-karbonát és karbonát, valamint hidrogénionok jönnek létre. Ez a folyamat ugyan nem jár jelentős szén-dioxid fogyással, de igen jelentős a felhő- és csapadékvíz pH-ja szempontjából. (Emlékeztető: a pH hidrogénionok koncentrációjának negatív logaritmusa. A tiszta desztillált víz pH-ja, a vízmolekulák disszociációja miatt, 7-es egységgel egyenlő. Ha a pH ennél kisebb akkor savas, ha nagyobb, bázikus oldatokról beszélünk.) A szén-dioxid elnyelődése a pH értékét mintegy 5,6 egységre csökkenti, amelynek a többi nyomgáz elnyelődése szempontjából van jelentősége. Így pl. a pH a kén-dioxid és ammónia elnyelődését jelentősen befolyásolja. Ilyenkor általában a két hidroxilgyökből keletkező hidrogén-peroxid elnyelése is felgyorsul, ami a kén-dioxidot a vízben kénsavvá oxidálja. Tekintve, hogy a levegőben lévő, és a vízben szintén elnyelődő ammónia mennyisége nem mindig elegendő a semlegesítésére, a felhővíz savasságát elsősorban az így létrejövő kénsav alakítja ki. A hidrogénion koncentrációt tovább növeli, ha a kondenzációs magvak (pl. szulfát, nitrát) egy része szintén savas kémhatású. Illetve, ha a levegőben jelentős mennyiségű salétromsav található.

A csapadékképződés feltétele, hogy a felhőben, meghatározott mechanizmussal (lásd 1. fejezet) olyan nagy esőcseppek, illetve hókristályok (közös néven csapadékelemek) keletkezzenek, amelyek esési sebessége elegendően nagy a felhőt létrehozó feláramlások legyőzésére. Ilyenkor a csapadékelemek esésük során, mint kicsiny impaktorok (lásd 4.3) összegyűjtik az aeroszol részecskéket. Ez a folyamat elsősorban a felszíni eredetű durva részecskéket vonja ki a levegőből. Ily módon olyan anyagok kerülnek a vízbe, amelyek növelik pH értékét. Ilyen anyag az óceánok fölötti levegőben a nátrium-klorid, míg szárazföldi környezetben pl. a kalcium-, és nátrium-karbonát. A csapadékvízben a nyomgázok elnyelése tovább folytatódik. Ez különösen akkor hatékony, ha a tekintett gáz koncentrációja a felszín irányába növekszik. Tekintve, hogy a források a talajon vannak, ez a feltétel általában teljesül is.

A kimosódás jelentősége oly módon ítélhető meg, ha a talajon összegyűjtjük a csapadékvizet és a mintákat kémiailag analizáljuk. Ha a levegőben is végzünk méréseket, akkor adott anyag csapadékvízben, illetve levegőben mért koncentrációjának aránya (kimosódási állandó) a kimosódás hatékonyságára jellemző. A csapadékvíz kémiai összetételének ismerete alapján megítélhetjük a légkör nagyléptékű szennyezettségét. Másrészt segítségével meghatározhatjuk a nedves ülepedés mértékét, azaz azt az anyagmennyiséget, amely a felszín felületegységére időegység alatt érkezik.

5.5 A csapadékvíz kémiai összetétele: nedves ülepedés

A csapadékvíz kémiai összetételének meghatározása két lépésben történik. Az első a mintavétel. Ennek során a vizet olyan kémiailag tiszta edényekben gyűjtjük össze, amelyek csak a csapadékhullás idején nyitottak (5.4 ábra). A mintavevőben érzékelő észleli a csapadékot, és működésbe hozza a motort. A motor kinyitja a mozgatható fedőt, majd a csapadékhullás megszűnése után becsukja. A mintavételi idő lehet egy nap, egy hét, vagy egy hónap, de egyedi csapadékhullás vizét is felfoghatjuk. A mintavétel a mérőállomásokon történik, ahol a mintákat tárolják, majd a laboratóriumba juttatják. A laboratóriumban végzik el a minták kémiai analízisét (második lépés), érzékeny analitikai eljárásokat alkalmazva (pl. ionkromatográfia, kapilláris elektroforézis, atomabszorpciós spektrometria).

5.4. ábra - Automata csapadékmintavevő vázlatos rajza.

A nedves ülepedés (D_n) a vízben mért koncentrációból (c_l) úgy számítható ki, ha megszorozzuk a mintavételi idő alatt lehullott csapadékmennyiséggel (P): D_n=c_lP. Ebből következik, hogy a nedves ülepedés a csapadékmennyiséggel egyenesen arányos.

5.1. táblázat - A csapadékvíz közepes ionos összetétele (Konc.: mgL^-1) és az ionok nedves ülepedése (mgm^-2év^-1) Magyarországon az 1970-es, 1980-as években. Megjegyzés: NH_4-N, NO_3-N, SO_4-S rendre az ammónium és nitrát formában lévő nitrogént, illetve szulfát formában lévő ként jelöli.

A 5.1 táblázat a csapadékvíz kémiai összetételét, valamint a nedves ülepedés mértékét mutatja hazai mérések alapján. (A mérési időszakban az egyéves átlagos csapadékmennyiség a mintagyűjtő állomásokon 573 mm volt.). Látható, hogy a legnagyobb koncentrációban az ammónium, a kalcium és a kén fordul elő. Ez az ammónium-szulfát részecskéknek, illetve az ammónia és kén-dioxid molekulák elnyelésének köszönhető. A kalcium általában talajeredetű. Magas koncentrációja azonban arra utal, hogy részben az emberi tevékenység során kerül a levegőbe. Az erőművek füstje ugyanis pernye formában jelentős mennyiségű kalciumot tartalmaz. A nátrium és magnézium minden bizonnyal a felszíni eredetű durva aeroszol részecskékből származik. Különösen jelentős a nátrium koncentrációja, amely a Magyarországon nagy gyakorisággal előforduló szikes talajokkal magyarázható. A nitrát részben a levegőben aeroszol fázisban lévő ammónium-nitrát, részben a gázfázisú salétromsav kimosódásának a következménye. A hidrogénionok koncentrációja első pillanatban alacsonynak tűnik. Vegyük azonban figyelembe, hogy ez a koncentráció 4,5 pH értéknek felel meg, ami jóval kisebb, mint az 5,6-os egyensúlyi érték (lásd 5.4). Az alacsony pH-t elsősorban a kénsav jelenléte okozza.

A táblázatból az is kitűnik, hogy a csapadékvízben évente összesen (ammónium- és nitrát-nitrogén) 962 milligramm nitrogén érkezik a felszín egy négyzetméterére. Ez a nitrogénmennyiség elhanyagolható a műtrágyaként kiszórt nitrogén mennyiségéhez képest. Ugyanakkor a nem műtrágyázott növényzetnek (pl. erdők) fontos tápanyag forrása. Végül a légkörből a talajra és a növényzetre a csapadékvízben oldva jelentős tömegű kén érkezik. Ez elsősorban a savasodás miatt (lásd később) veszélyes. Főleg, ha figyelembe vesszük, hogy a kén-dioxid száraz ülepedése a felszínre a nedves ülepedéshez hasonló kénmennyiséget szállít.

A magyar adatok közepesen szennyezett szárazföldi környezetre vonatkoznak. Természetesen más az összetétel, ha a mintavételeket óceáni levegőben, vagy trópusi erdőkben végezzük. Az óceánok fölött, a szulfát mellett, érthető módon a nátrium és klorid ionok koncentrációja jelentős. Trópusi erdőkben viszont az összetétel, így a pH kialakításában a szerves savak is fontos szerepet játszanak. Ezek a dús vegetációból kerülnek a levegőbe.

A nedves ülepedés a légköri nyomanyagok jelentős nyelője. Ezzel szemben a felszíni bioszféra számára elengedhetetlen anyagbevételt jelent. Így, műtrágyázatlan területeken (erdők, mezők) a csapadékvízben oldott anyagok (pl. az ammónium- és nitrátionok nitrogénje) együttese a felszíni vizek, illetve növények számára fontos tápanyagforrás. A csapadékhullás tehát a bioszféra számára nem csak a vizet, hanem a tápanyagokat is biztosítja.

5.6 Az ülepedés ökológiai hatásai

Az ülepedés tehát a szárazföldi és vízi ökoszisztémák számára a tápanyagok nagyléptékű forrása. Ennek jó példája a felszínről a levegőbe kerülő aeroszol részecskék száraz ülepedése. A levegőbe jutott aeroszol részecskéket a szelek messzire szállítják, és a felszínre rakódva befolyásolják az óceánok és a tavak, a szilárd kéreg és a talaj kémiai tulajdonságait. A földtörténet újidőszakában (utolsó közel 2 millió év) így keletkeztek a lösztalajok, amelyek alapanyagát (folyami üledék, homok, agyag, kalcium-karbonát) a szél szállította jelenlegi területükre, így Magyarországra is. Ez a mezőgazdasági szempontból kiváló talaj a hazai termőterületek mintegy 30%-t teszi ki.

A földrajzi elhelyezkedés szerint jelenleg két nagy durva részecske (por) forrást különböztetünk meg. Az egyik forrás Kína, Mongólia és Kazahsztán sivatagos területein található, ahonnan az ázsiai sárga por származik (5.5 ábra). Hatása még Japánban, sőt a Csendes-óceán szigetein is kimutatható. A másik terület Afrika, elsősorban a Szahara, amelynek pora a két amerikai kontinenst is eléri. A kiülepedő szaharai por 3-5%-os vastartalma jelentősen hozzájárul az óceánokban az algák kialakulásához és növekedéséhez. Ez az un. vastrágyázás az oka sok esetben az algák virágzásának. Az utóbbi évtizedekben az emberi tevékenység a sivatagok területének növekedését észrevehetően fokozza. Így nagy léptékben hozzájárul a porok száraz ülepedésének a növeléséhez.

5.5. ábra - Ázsiai sárga por. http://en.wikipedia.org/wiki/Asian_Dust

A részecskék száraz ülepedése általában oldhatatlan vegyületeket tartalmaz. A bioszféra azonban sokkal könnyebben felhasználja a csapadékvízben oldott állapotban lévő ionokat. Bár az óceánokba jutó nitrogénnek is mintegy a felét a csapadékvíz szállítja (a másik felét a folyók), a nedves ülepedés ökológiai hatása sokkal jelentősebb szárazföldi vizek, tavak esetén. A kérdés különösen azért vált aktuálissá, mivel a csapadékvízben lévő ionok jelentős része az emberi tevékenység következménye. A könnyen felvehető ionok (ammónium, nitrát) formájában érkező nitrogén természetesen elengedhetetlen a növények számára. Ha azonban mennyisége túlságosan nagy, akkor a tápanyagláncban zavarok lépnek föl. Különösen sekély tavak esetén, mint például a Balaton. A sok tápanyag (nitrogén és foszfor) eutrofizációt vált ki (5.6 a ábra), amely az algák túlságos elszaporodásával jár. Az algák elhasználják a halak elől az oxigént, ami halpusztulást okoz (5.6 b ábra).

5.6. ábra - Eutrofizálódó tó (a) (© Soil-Net.com, 2012) és tömeges halpusztulás (b) (Foto: Percsi Tibor, http://fmh.hu/helyi_hirhalo/20100716_halpusztulas_adonynal).

Eutrofizálódó tó (a) (© Soil-Net.com, 2012) és tömeges halpusztulás (b) (Foto: Percsi Tibor, http://fmh.hu/helyi_hirhalo/20100716_halpusztulas_adonynal).

Mind a szárazföldi, mind a vízi ökoszisztémák számára az emberi tevékenység (elsősorban az erőművek kén-dioxid és a közlekedés nitrogén-monoxid kibocsátása, lásd 3. fejezet) legveszélyesebb következménye a csapadékvíz (kisebb mértékben a száraz ülepedés) savasságának fokozódása. A savasságra azok a tavak érzékenyek, amelyek gránitos kőzeteken helyezkednek el (pl. Skandinávia tavai). Ha ezekben a tavakban növekszik a hidrogénion koncentráció, akkor a bioszférára veszélytelen oldhatatlan vegyületek (pl. alumínium vegyületek) felvehető vízben oldódó ionokká alakulnak. Ennek következtében a halak (és más élőlények) alumínium-mérgezésben pusztulnak el.

Szárazföldi növények esetén a savas ülepedés kimossa a levelekből a tápanyagokat (pl. magnéziumot), illetve a talajvízben, a tavakhoz hasonlóan, elősegíti az oldhatatlan állapotban lévő fémek oldódását, amely a vizet és tápanyagokat felvevő hajszálgyökereket és a velük szimbiózisban élő gombákat károsítja. A káros hatás az utóbbi évtizedekben elsősorban erdőkben jelentkezett (5.7 ábra), mivel a megművelt területeken a savasodást elsősorban a műtrágyahasználat idézte elő.

A környezetvédelmi intézkedéseknek köszönhetően az utóbbi években az erőművek (és háztartások) kén-dioxid emissziója a fejlett országokban jelentősen csökkent. Így 1980-ban a kén emisszió Európában 27,5 millió tonna volt. Az emisszió a kilencvenes évek végére évente 14 millió tonnára csökkent. Magyarországon a kibocsátás csökkenése még jelentősebb volt. Az említett időszakban a kén-dioxidként évente levegőbe kerülő kén mennyisége 0,82 millió tonnáról 0,29 millió tonnára mérséklődött. Ezzel párhozamosan növekedett a csapadékvíz pH-ja, és csökkent a levegőben lévő szulfát részecskék koncentrációja. Másrészt, a nitrogén-oxidok kibocsátását, a növekvő gépkocsipark ellenére, sikerült szinten tartani. Ennek megfelelően a savas esők Európában (és Észak-Amerikában) ma már sokkal kevésbé gyakoriak.

5.7. ábra - Savas ülepedés hatása az erdőkre (Jizera Hegység, Cseh Köztársaság). http://en.wikipedia.org/wiki/Acid_rain

5.7 Felhasznált irodalom

Mészáros E. (1993): Légkörtan. Veszprémi Egyetemi Kiadó, Veszprém.

Mészáros, E. (1997): Levegőkémia. Veszprémi Egyetemi Kiadó, Veszprém

Mészáros Ernő (2001): A környezettudomány alapjai. Akadémiai Kiadó, Budapest

5.8 Kérdések:

Mi biztosítja a légkör összetételének állandóságát?

Milyen összefüggés van a nyomanyagok tartózkodási ideje és koncentrációik változékonysága között?

Milyen folyamatok tartoznak a nyelők közé?

Mi az ülepedés definíciója?

Jellemezze az ülepedés két csoportját!

Milyen két erőhatás szabályozza a durva aeroszol részecskék esési sebességét?

A finom részecskék száraz ülepedésében milyen folyamat játssza a főszerepet?

Milyen paraméterektől függ a turbulens diffúzió erőssége?

Hogyan definiálná a száraz ülepedési sebességet?

Milyen folyamatok befolyásolják a csapadékvíz kémiai összetételét?

Hogyan határozná meg a nedves ülepedés mértékét?

Mekkora a légköri csapadékvíz egyensúlyi pH-ja? Mi okozza ezt az értéket?

Milyen szerepe van a légköri ülepedésnek az ökoszisztémák életében?

A légköri ülepedéssel kapcsolatban milyen ökológiai problémákat okoz az emberi tevékenység?

Miért és hogyan károsítja az élővilágot a savas ülepedés?

6. fejezet - A sztatoszferikus ózonréteg. Az emberi tevékenység hatása a sztratoszferikus ózonrétegre

Tartalom

6.1 A sztratoszferikus ózonréteg jellemzői

6.2 Az ózonkeletkezés és bomlás kémiája. A Chapman-mechanizmus

6.3 A sztratoszferikus ózon bomlásának katalitikus reakciói

6.3.1 A NO_x-ciklus
6.3.2 A ClO_x-ciklus
6.3.3 A HO_x-ciklus
6.3.4 A katalizátorok relatív jelentősége a sztratoszférában

6.4 A katalizátorok természetes forrásai és az emberi tevékenység hatásai

6.5 A sztratoszferikus ózonréteg változásai és következményei

6.6 Az „ózonlyuk” kialakulása, okai és várható tendenciák

6.7 Felhasznált irodalom

6.8 Kérdések

6.1 A sztratoszferikus ózonréteg jellemzői

Az ózon, az oxigén háromatomos módosulata különleges szerepet tölt be a Föld légkörében. Átlagos légköri koncentrációja mintegy 0,3 ppm, tehát ún. nyomgázról van szó. Kis koncentrációja ellenére ez a gáz nélkülözhetetlen a szárazföldi élet létrejöttében és fennmaradásában. Rendkívül hatékonyan képes elnyelni a Napból érkező, az élő szervezetek működését lehetetlenné tevő ultraibolya (ún. UV-C) sugárzást, a légkör alkotói közül egyedüliként a 230 és 280 nm-es hullámhossztartományban. Különleges magasság szerinti eloszlását tekintve is. A légkörben található ózon mennyiségének mintegy 90 %-a a sztratoszférában található (6.1 ábra).

6.1. ábra - Az ózon vertikális eloszlása (Forrás: Atmospheric Research Group).

Ezt a hányadot egyébként szokás „jó ózonnak” is nevezni, azt a látszatot keltve, mintha két különböző vegyület létezne azonos néven (vö. „rossz ózon”). A természet persze nem ismeri a „jó” meg a „rossz” fogalmát, ott mindennek szerepe van, ez az antropocentrikus felfogás terméke.

Ha a légkörben található összes ózon mennyiségét 25 ^oC-on légköri nyomásra sűrítenénk, akkor az ózon mindössze 3 mm (!) vastag rétegben borítaná be a Földet. Ez is jelzi, hogy mennyire sebezhetőnek tűnő rendszerrel van dolgunk. Az ózon mennyiségének egyik elterjedten használt mértékegysége, az ún. Dobson egység (1 DU) fenti körülmények mellett 0,01 mm vastag ózonrétegnek felel meg. Így kiszámítható, hogy a Földön az átlagos ún. ózon oszlopkoncentráció (a teljes légoszlopban található ózon mennyisége) 300 DU.

A sztratoszférában található ózonréteg szigorú értelemben véve nem egyenletes vastagságú, még csak nem is azonos magasságban található, és legkevésbé sem állandó réteg. Az ózonréteg állapotát a légköri áramlási rendszerek is befolyásolják, elsősorban a trópusi felső sztratoszférában a legnagyobb intenzitású képződés tartományától a sarkok felé irányuló transzport. Ennek eredményeképpen az ózonkoncentráció maximuma nem ott található, ahol a képződés sebessége maximális, hanem jóval magasabb szélességeknél, ahol a nyelő folyamatok sebessége minimális. A trópusokon az ózonoszlop koncentráció 220 DU, szemben a magas szélességeken mérhető 450 DU-val.

A 6.2 ábra mutatja, hogy az ózon legnagyobb arányban az alsó sztratoszférában fordul elő, maximuma az Egyenlítőnél mintegy 30 km-es magasságban, míg a sarkokon 20 km-en található.

6.2. ábra - Az ózon koncentrációjának magasság szerinti eloszlása egyes égöveken (Forrás: NASA).

Utóbbi helyen a legnagyobb az előfordulási koncentrációja (jellemzően 4–8 ppm) is, a kisebb bomlási sebességnek köszönhetően. Az ózonrétegben az ózonmolekulák átlagos tartózkodási ideje mintegy 3–4 hónap, ami azt jelenti, hogy az ózonréteg lényegében ennyi idő alatt megújul. Ez mindenképpen szerencsés tulajdonság, mert azt jelenti, hogy az emberi hatások nem okoznak visszafordíthatatlan károsodást (feltéve persze, hogy a hatások megszűnnek).

6.2 Az ózonkeletkezés és bomlás kémiája. A Chapman-mechanizmus

Korábban, egészen a múlt század 60-as éveiig úgy gondolták, hogy az ózon keletkezését és bomlását csak az oxigén különböző átalakulási folyamatai jelentik. Ezt az ún. Chapman modellt Chapman brit kémikus alkotta meg 1930-ban. Elmélete az ózon az oxigénmolekula sugárzás hatására történő fotokémiai bomlását követően keletkezik, és ugyancsak sugárzás hatására bomlik el:

Az M reakciópartnerre (rendszerint N₂ vagy O₂ molekula) azért van szükség, hogy képződéskor a felszabaduló energiamennyiséget fel tudja venni, és ezáltal stabilizálja a képződött ózonmolekulát. Az oxigénmolekula fotodisszociációja egyébként meglehetősen lassú folyamat, 40 km-es magasságban 100 év kellene valamennyi oxigénmolekula elbontásához.

Az ózonmolekulát ezzel szemben már az UV és látható, sőt a közeli infravörös sugárzási tartomány egy része is el tudja bontani:

Az ózonmolekula képződésének és bomlásának nettó mérlege nulla, de a folyamatos képződés és bomlása képviseli a sztratoszféra közvetlen energiabevételének legnagyobb részét, azzal, hogy a beérkező sugárzási energiát hőenergiává alakítja át. Ezáltal az ózon a felelős a mindössze 100 másodperc alatt lejátszódó gyors átalakulási folyamatai révén azért, hogy a sztratoszféra egyáltalán létezik, hiszen benne a hőmérséklet a magassággal emelkedik.

A réteg kialakulása így a légkörben törvényszerű, hiszen a Napból a reakciókat kiváltó sugárzás intenzitása felülről lefelé haladva csökken, míg a gázok nyomása a növekvő magassággal csökken. Így nagyobb magasságban van ugyan elég sugárzás, de kevés az oxigén- és ózonmolekulák mennyisége, míg kis magasságokban, ahol jóval több molekula található, a szükséges hullámhosszúságú sugárzás nem jut le. E kémiai folyamatok egyensúlya, a légköri transzportfolyamatokkal együtt tartja fenn a légkör ózonréteg dinamikus jellegét.

Vegyük észre, hogy mivel az ózon keletkezéséhez és bomlásához is sugárzásra van szükség, így éjszaka az ózonréteg lényegében fennmarad. További jellemzője az ózonrétegnek, hogy „öngyógyításra” képes: ha mennyisége csökken, akkor az őt létrehozni képes sugárzás a légkörben alacsonyabb magasságokig juthat le (hiszen az ózon a sugárzás egy részét elnyeli), ahol viszont több oxigénmolekula található, így megnő képződésének sebessége. Fordítva, ha valamiért nőne a mennyisége, akkor a képződési sebesség csökkenésével szabályoz vissza. Közvetett bizonyítékok alapján úgy gondoljuk, hogy ózonréteg mintegy 300 millió éve érhette el maihoz hasonló állapotát és azóta csak nagyon keveset változhatott.

6.3 A sztratoszferikus ózon bomlásának katalitikus reakciói

Arra a tényre, hogy a Chapman-modell korántsem lehet tökéletes, az 1960-as években figyeltek fel, amikor is az egyre pontosabbá váló laboratóriumi és légköri mérések kimutatták, hogy modellből számítotthoz képest jóval kevesebb (mintegy ötödannyi) ózon található a légkörben. A légköri mérésekből kiindulva a fotokémiai bomlás mellől hiányzott valamilyen bomlási folyamat. Egyszerű kémiai reakciók nemigen jöhettek szóba, tekintve, hogy a légkör ezen tartományában az ózonhoz képest minden más nyomgáz mennyisége kisebb, és a folyamatosan újraképződő ózonnal való reakciókban gyorsan el is használódna.

6.3.1 A NO_x-ciklus

1970-ben Paul Crutzen vetette fel a katalitikus reakciók ötletét, mely szerint az ózon bontását a nitrogén-oxidok (NO_x) katalizátorként végzik. Ez azt jelenti, hogy az illető nyomanyag nem semmisül meg a többlépcsős reakcióban, hanem annak végén újraképződik, így akár kis koncentrációban is jelentős mennyiségű ózon bontásában vehet részt:

Az alsó sztratoszférában azonban fenti második reakció helyét a NO₂ fotodisszociációja veszi át, ami atomos oxigént hoz létre és ezáltal újratermeli az ózont is (ún. nullciklus).

Sőt e tartományban a nitrogén- és hidrogénformák reakcióiban még nettó ózontermelés is lehetséges, akárcsak a troposzférában:

A modellszámítások szerint a nettó ózonbomlásról nettó ózontermelésre történő átmenet 13 és 16 km magasságtartományban következik be. Ennek a magasságnak akkor van különös jelentősége, amikor a repülésnek az ózonrétegre gyakorolt hatását kívánjuk tanulmányozni.

A katalitikusan aktív NO_x fő ún. tározóvegyülete a salétromsav, ami az alábbi reakcióban képződik:

Hasonló reakciókban képződik a persalétromsav és a dinitrogén-pentoxid is:

A tározóvegyületekből termikusan vagy OH gyökkel történő reakció során a katalitikusan aktív nitrogénformák lassan felszabadulhatnak.

6.3.2 A ClO_x-ciklus

1974-ben Sherry Rowland és Mario Molina amerikai kémikusok a klóratom esetében mutattak ki katalitikus aktivitást. Ezért a felismerésért Paul Crutzennel együtt a levegőkémiában elsőként 1995-ben kémiai Nobel-díjban részesültek.

Az oxidáció közvetlen katalitikus ciklusban hatékony, melynek során klór-monoxid is keletkezik:

A katalitikus bomlás hatékonyságát csökkenti a nitrogén-monoxiddal való kicserélődési reakció:

A klór- és nitrogén ciklusok összekapcsolódása erősen nemlináris folyamattá teszi az emberi tevékenységből származó klóratomok ózonbontó hatását, hiszen a klór hatása a jelenlevő NO_x koncentrációjától is függ. A ciklusok összekapcsolódásával képződő tározóvegyületek a klór-nitrát és a hipoklórossav:

A klór fő tározóvegyülete a sósav, amelynek oldódása révén a klór a sztratoszférából eltávozhat:

vagy OH gyökkel reakcióba lépve újból felszabadulhat:

A freonok disszociációjából felszabaduló fluor esetében a hidrogén-fluorid révén nem tározóvegyület képződik, ugyanis aktív fluor e vegyületből többé nem szabadulhat fel. Ez is az egyik oka annak, hogy a fluoratomok nem játszanak szerepet az ózon katalitikus bontásában.

Az ember által előállított brómozott szénhidrogének, például a halonok fotodisszociációja révén ugyancsak aktív brómatomok szabadulnak fel. A brómatomok koncentrációja a sztratoszférában nagyságrendekkel kisebb, mint a klóratomoké (1993-ban 13 ppt volt). A bróm kémiája azonban különbözik a klór kémiájától, mivel a Br–H kötés gyengébb, mint a Cl–H kötés. Az aktív bróm főleg BrO (bróm-monoxid) formájában fordul elő a sztratoszférában. A BrO_x és ClO_x ciklusa egymással összekapcsolódhat:

E reakciók összekapcsolódhatnak az ózon és a halogénatomok közötti közvetlen reakciókkal:

Mivel e reakciók együttesen 4 ózonmolekulát fogyasztanak el atomos oxigén közreműködése nélkül, ezért különösen hatékonyak ott, ahol nincsen atomos oxigén, például a sarkvidékeken az alsó sztratoszférában.

6.3.3 A HO_x-ciklus

A felső sztratoszférában, ahol az atomos oxigén koncentrációja is jelentős, a fő ózonbontó ciklus az alábbi:

Az alsó sztratoszférában, ahol már jóval kevesebb atomos oxigén van jelen, mert oxigénmolekulával egyesülve belőle gyorsan ózonmolekula képződik, fenti cikluszáró reakció helyét a hidroperoxil gyök és az ózon reakciója veszi át:

A katalitikusan aktív hidrogénformákat az alábbi reakciók vonják ki a sztratoszférából:

6.3.4 A katalizátorok relatív jelentősége a sztratoszférában

Az egyes katalizátorok légköri jelentősége korántsem azonos. A katalizátorok relatív fontosságát a magasság függvényében a 6.3 ábra mutatja.

6.3. ábra - Egyes katalizátorok relatív fontossága a magasság függvényében (Mészáros E., 1977).

Egészen 45 km-es magasságig a legjelentősebb a NO_x hozzájárulása, hiszen az ózon mennyiségének többsége éppen itt, az alsó sztratoszférában található. A klór relatív hozzájárulásának maximuma 40 km körül van, ahol azonban már kevesebb ózonmolekula található. A brómatomok a NO_x-hez hasonlóan az alsó sztratoszférában fejtik ki a hatásukat (bár jóval kevesebb van belőlük), míg a fluoratomok (amellyel rendszerint a közismert ózonkárosító freonok hatását társítják) jóval kevésbé veszélyesek. Az ábrán a Chapman-modell szerinti fotokémiai bomlás relatív sebessége is szerepel, amely kisebb magasságokban valóban eltörpül a katalizátorok hatása mellett, és csak a felső sztratoszférában lesz arányaiban viszonylag jelentős (maximum 20 %).

6.4 A katalizátorok természetes forrásai és az emberi tevékenység hatásai

Az ózonréteg természetes állapotát (és mennyiségét) a katalizátorok természetes forrásainak erőssége, a légköri transzportfolyamatok, illetve a tározóvegyületek képződésének sebessége szabályozza és tartja fenn. Ezeket a kémiai kölcsönhatásokat úgy is felfoghatjuk, mint olyan globális ciklusokat, amelyekben a nyomgázok lassan szivárognak a felszínről a sztratoszféra felé, mintegy 7–10 év leforgása alatt. Ez azt is jelenti, hogy csak a hosszú légköri tartózkodási idejű nyomgázok képesek a sztratoszferikus ózon állapotát befolyásolni.

Az emberi tevékenység azáltal képes a sztratoszferikus ózonréteg állapotát (egyensúlyát) befolyásolni, hogy megnöveli a sztratoszférába jutó katalitikusan aktív nyomanyagok mennyiségét, és ezáltal megnöveli az ózon bomlásának sebességét. A változásokat a folyamatos kibocsátás és e nyomgázok évszázados tartózkodási ideje együttesen idézi elő, és az ózonréteg említett öngyógyító képessége mérsékli.

A hidroxilgyök forrásai a vízgőz, amelynek koncentrációja 4–5 ppm a tropopauza szintjén, a metán (1,8 ppm) illetve a molekuláris hidrogén (0,5 ppm). A sztratoszférában az aktív hidrogénformákat a vízgőzből és a metánból a gerjesztett állapotú atomos oxigén O(¹D) szabadíthatja fel:

A katalitikusan aktív nitrogénformákat is a gerjesztett állapotú oxigénatom és a dinitrogén-oxid reakciója hozza létre:

A dinitrogén-oxid fő természetes forrásai a talajok, ahol a denitrifikáció során jelentős mennyiségben szabadulhat fel.

A nitrogénvegyületek fő antropogén forrása a repülőgépek (elsősorban a szuperszonikus) NO_x kibocsátásához, de legfőképpen az intenzív mezőgazdasági művelés során növekvő mennyiségben a légkörbe kerülő dinitrogén-oxidhoz köthető. Kevésbé ismert, hogy a múlt század 60-as éveiben még a szuperszonikus repüléssel kapcsolatban nagyszabású terveket dédelgettek Európában és az Egyesült Államokban egyaránt, amelyek megvalósulása modellszámítások szerint súlyos következményekkel járhatott volna a globális ózonrétegre. Az elképzelések maradványa a torzóban maradt, és napjainkra felszámolt európai Concorde program. (A történeti hűség kedvéért megjegyzendő, hogy a programot nem az ózonréteg tudatos védelme érdekében törölték.)

Az aktív klóratom a sztratoszférában a szerves klórvegyületek közvetlen fotodisszociációjából származik:

A klórvegyületek kibocsátása a felszínről főleg klórgáz, sósavgőz és nátrium-klorid formájában történik. E vízben jól oldódó vegyületek azonban túl rövid tartózkodási idővel rendelkeznek ahhoz, hogy eljuthassanak a sztratoszférába. A klór egyetlen ismert természetes forrása a metil-klorid, amelyet óceáni mikroorganizmusok bocsátanak ki, és amelynek légköri koncentrációja 0,6 ppb.

Jóval ismertebbek emberi tevékenységből származó halogénforrásként a freonok. Az amerikai DuPont cég által kifejlesztett, az aeroszolpalackok hajtógázaként is használt freonok (fluor- és klórtartalmú szénhidrogének, legismertebb a CCl₂F₂=CFC-12 és a CCl₃F=CFC-11) a környezetvédelmi politikai és a lakossági környezettudatosság emblematikus tényezőivé váltak. Az már kevésbé ismert, hogy ezeket az anyagokat jóval nagyobb mennyiségben hűtőgépekben és légkondicionálókban használták fel, valamint hogy mellettük jelentős volt az oldószerként használt szén-tetraklorid mennyisége is. A freonok rendkívül stabilak a troposzférában, de a sztratoszférába jutva ott fotodisszociálnak:

A freonok (CFC-k) és hidrogéntartalmú freonok (HCFC-k) napjainkban a sztratoszferikus klór legfőbb forrásai (6.4 ábra).

6.4. ábra - A sztratoszférikus klór forrásai (Forrás: Scientific Assessment of Ozone Depletion: 1998).

Elsősorban a CFC-11, CFC-12, CFC-113 és HCFC-22, a metil-kloroformmal és az időközben betiltott szén-tetrakloriddal együtt a 3,4 ppb sztratoszferikus klórkoncentráció több mint 80 %-át adják. Az emberi tevékenység hatására klóratomok koncentrációja a sztratoszférában az 1950-es 0,6 ppb-ről 1993-ban 3,8 ppb-re növekedett, vagyis meghatszorozódott!

A sztratoszferikus brómatomok felszíni forrásai a metil-bromid (CH₃Br) és a halonok (H-1211 és H-1301). A troposzférában a jellemző brómkoncentráció 40 ppt, ebből a sztratoszférában 15–20 ppt marad. A sztratoszférában lejátszódó kémiai folyamatokkal kapcsolatban a legnagyobb bizonytalanság jelenleg a brómatomok szerepét illeti. A metil-bromid kibocsátás 30 %-áért az emberi tevékenység felel, főleg a mezőgazdaságban a terménykezelés révén. (6.5 ábra)

6.5. ábra - A sztratoszférikus bróm forrásai. (Forrás: Koninklijk Nederlands Meteorologisch Instituut).

Noha a kibocsátás döntően még természetes forrásokból származik, az emberi tevékenységből származó hányad éves növekménye 2–5 %.

A metil-bromid becsült légköri tartózkodási ideje 1,3–2 év. Fő nyelő folyamata a troposzférában található, de a feljutó csekély hányad is elegendő, hogy a sztratoszférában a legnagyobb brómforrás legyen. A halonok hozzájárulása a sztratoszféra brómtartalmához együttesen mintegy 20 %, és 1989-ig évi 15–20 %-kal növekedett.

Noha e vegyületek emisszióját a Montreáli Egyezmény és későbbi módosításai jelentősen csökkentették, a jelenlegi sztratoszferikus halogénkoncentráció megfeleződéséhez a modellszámítások szerint még 50–100 év szükségeltetik.

6.5 A sztratoszferikus ózonréteg változásai és következményei

Az ózonréteget károsító anyagok gyártásának megszüntetésére illetve kiváltására született és többnyire betartott nemzetközi megállapodások sorozata igazi környezetpolitikai sikertörténet. Közülük a legismertebb, az 1987-ben kötött ún. Montreáli szerződés alig több mint egy évtizeddel követte a freonok ózonkárosító hatásának tudományos felismerését, ami a mai napig példátlan. Az is példa nélküli, hogy az első paktumot gyors egymásutánban követték az egyre szigorúbb vállalásokat tartalmazó továbbiak, amelyek hatása például a Freon-12 légköri koncentrációjára már napjainkban is érzékelhető (lásd 6.6 ábra).

6.6. ábra - A Freon-12 légköri koncentrációjának változása. (Forrás: NOAA).

Üröm az örömben, hogy az ózonkárosító hatással gyakorlatilag nem bíró helyettesítő anyagok (a hidrogénatomot tartalmazó halogénvegyületek, az ún. HCFC-k) jelentős üvegházhatást előidéző képességgel rendelkeznek, és légköri koncentrációjuk rohamosan növekszik.

Adódik a kérdés, hogy mi a mintegy fél évszázados kontroll nélküli, majd azt követően is folytatódó, a növekvő dinitrogén-oxid kibocsátással járó emberi tevékenység eddig érzékelhető hatása a globális ózonrétegre? Szerencsére az ózonrétegre vonatkozó megbízható mérési adatok már hosszú évtizedek óta rendelkezésünkre állnak, elsősorban az ózon egyedülálló sugárzáselnyelési tulajdonságainak köszönhetően. A 6.7 ábra mutatja, hogy a múlt század végén 15 év leforgása alatt a sarkvidéki területeket nem számítva a globális ózonréteg vastagsága közel 6 %-ot csökkent. Ez a csökkenési ütem már önmagában is megdöbbentő, ha figyelembe vesszük, hogy egy közel 300 millió éve változatlan, ellenálló magaslégköri természeti képződményről van szó!

6.7. ábra - A globális ózonréteg vastagságának alakulása az 1960-as évek elejétől (Forrás: NOAA).

Szerencsére a kiváltó okok egy része már szűnőben van, és az ózonréteg megújulási képességét és dinamikáját tekintve remélhető és már mérésekkel is igazolható, hogy a csökkenő tendencia napjainkra megállt és keservesen lassú regenerálódási szakaszba lépett. Az ózonréteg állapotát leíró kétdimenziós sztratoszféra modellek, amelyek eleinte csak gázfázisú reakciókat vettek figyelembe a sztratoszferikus ózon leírásánál, nem bizonyultak elégségesnek a mért változások jellemzésére. Az eltérések különösen magas szélességeken voltak számottevőek, ahol a megfigyelt értékek felénél is kisebb csökkenést becsültek. Ez arra utalt, hogy a sarkvidéki területeken észlelhető ózoncsökkenés (ózonlyuk) globálisan is számottevő jelenséggé vált. Amikor a sztratoszferikus szulfátrészecskéken végbemenő reakciókat is figyelembe vették, a modell eredményei és a megfigyelések már sokkal jobb egyezést mutattak.

De vajon sok vagy kevés-e az eddig bekövetkezett változás, milyen hatásokkal lehet számolni? Emberi szemmel nézve mindenképpen sok, ha figyelembe vesszük, hogy a vizsgálatok szerint az ózonréteg vastagságának minden 1 %-os csökkenése a rosszindulatú bőrdaganatok gyakoriságának +2 %-os növekedésével jár. Az emberi bőr pigmentációja genetikailag alkalmazkodott ahhoz a területhez, ahonnan az embercsoport származik, mégpedig úgy, hogy gyakorlatilag a még elviselhető legnagyobb UV-B sugárzást tudja a szervezet befogadni, amelynek a D-vitamin termelése szempontjából van jelentősége. Ha a sugárzás mennyisége a genetikailag biztonságos határon túl megnő, akkor a szervezet kiszolgáltatottá válik a káros hatások következményeinek, feltéve persze, hogy tudatosan nem tesz ellene megfelelő óvintézkedéseket. Általános szabályként elmondható, hogy az ózonréteg vastagságának minden 1 %-os csökkenése az UV-B sugárzás szempontjából azzal jár, mintha 300 km-rel délebbre helyeznénk át lakóhelyünket (anélkül persze, hogy az ezzel járó éghajlati változásokat érzékelnénk). Tehát −6 % esetében már 1800 km-rel költöztünk délebbre, ez valahol Athén környéke. Mindenképpen fontos tehát az ebből eredő kockázatokat tudatos elővigyázatossági intézkedésekkel kompenzálni: például betartani a bőrgyógyászok és meteorológusok ajánlását, hogy 11 óra és 15 óra között lehetőleg ne tartózkodjunk a tűző napon, használjunk fényvédő krémet és megfelelő ruházatot, napszemüveget stb.

6.6 Az „ózonlyuk” kialakulása, okai és várható tendenciák

A Montreáli szerződés aláírásának évében vált a tudomány számára nyilvánvalóvá, hogy 1982-től kezdődően a Déli sark felett az év bizonyos időszakában, kora tavasszal drámai mértékű ózonoszlop koncentráció csökkenés következik be. A felfedezés Farman és társai (1985) nevéhez fűződik, és gázfázisú kémiai folyamatok kémiájával értelmezhetetlennek bizonyult. Az 1980-as évek elejétől minden tavasszal visszatérő jelenség 2 ppb klórkoncentráció fölött következett be (6.8 ábra).

6.8. ábra - A légköri ózon és klór mennyisége közötti összefüggés. (Forrás: NASA).

Ez volt a légköri ózonmegfigyelések történetében az első nyilvánvaló, statisztikai adatfeldolgozást nem igénylő változás. A csökkenés mértéke példátlanul nagy volt, és bekövetkeztét az akkori légköri kémiai modellek még évszázados időskálán sem jelezték előre. Az észlelt jelenség a szakmailag nem megalapozott, de kétségkívül hatásos ózonlyuk elnevezést kapta, és két évig rettegésben tartotta a szűkebb szakma képviselőit, amíg eredetét és jellemzőit nemzetközi együttműködésben végzett tudományos vizsgálatokkal nem sikerült megnyugtatóan tisztázni.

Már a jelenség észlelése is tudománytörténeti érdekesség: elsőként az Antarktiszon működő brit kutatóállomás személyzete észlelte 1982-ben földi műszerek segítségével, az 1985-ben megjelent közleményükben leírtakat azonban a térség fölött 1957. óta műholdas megfigyeléseket végző amerikai kutatók vitatták, ugyanis a műholdas adatokban nem észlelték a jelenséget. Mivel azonban a jelenség a következő években egyre erősödött, és közben a műholdas adatok újbóli értékeléséből kiderült, hogy a mérési adatok minőségbiztosítására alkalmazott algoritmus nem vette figyelembe a szokatlanul alacsony mért értékeket, 1987-re teljes konszenzus alakult ki a szakmai körökben a jelenség létezését illetően.

Az „ózonlyuk” elnevezés azért pontatlan, mert sem akkor, és azóta sem következett be teljes ózonhiány a Déli-sark területe fölött. A csökkenés mértéke azonban kétségtelenül drámai, az alsó sztratoszférában, 15 és 19 km között, ahol egyébként a sarkok fölött az ózonkoncentráció maximuma található, október hónapban az ózon gyakorlatilag eltűnik. A felső sztratoszférában, illetve a tropopauza környékén azonban jóval kisebb mértékű a csökkenés, így a teljes ózonmennyiség egy része mindvégig megmarad. A normális ózonkoncentráció magasság szerinti eloszlását, illetve az ózonlyuk maximumának idején mérhető eloszlást a 6.9 ábra mutatja.

6.9. ábra - A „normális” ózonkoncentráció magasság szerinti eloszlása, illetve az ózonlyuk maximumának idején mérhető eloszlás (Forrás: NOAA).

Mi okozza az ózonlyuk kialakulását, vajon miért a Déli-sark környezetére korlátozódik a jelenség és miért szűnik meg novemberre? Miért vált először 1982-ben észlelhetővé majd azt követően évről-évre egyre nagyobb mértékűvé és kiterjedésűvé? Veszélyeztetheti-e alacsonyabb szélességi fokokon is az ózonréteget, várható-e térbeli és időbeli továbbterjedése? Olyan kérdések, amelyek az ózonréteg a földi élet szempontjából vett jelentőségének ismeretében teljes joggal aggasztották a kutatókat, és kevésbé tudatos módon a szélesebb értelemben vett közvéleményt.

Az ózonlyuk jelensége, mint annyi kedvezőtlen légköri állapot, alapvetően egy meteorológiai helyzet és az ember által okozott levegőszennyezés kombinációjából jön létre. A Déli-sark környezetében a téli hónapokban, a kontinensek földrajzi elhelyezkedése és a Föld keringési pályája miatt (a déli félgömb telén a Föld a legmesszebb van a Naptól), a 65^o déli szélességi fok körül egy hosszú hónapokig tartó nagyléptékű körkörös áramlási rendszer, ún. vortex (örvény) alakul ki. Ez a vortex szinte körbezárja a Déli-sark fölötti rendkívül alacsony hőmérsékletű levegőt, és megakadályozza keveredését az alacsonyabb szélességekről érkező légtömegekkel.

A hőmérséklet az alsó sztratoszférában rendkívül alacsonyra, −90 ^oC körüli értékig süllyed és tartósan ott is marad. A 6.10 ábra mutatja az alsó sztratoszféra hőmérsékletének átlagos változását a téli hónapokban a Déli-sarkon, illetve összehasonlításul az Északi-sarkon.

6.10. ábra - Az alsó sztratoszféra hőmérsékletének átlagos változása a téli hónapokban a Déli-sarkon, illetve az Északi-sarkon (Forrás: NOAA).

A körbezárt levegőben a sztratoszférában található, és az emberi tevékenység által megnövelt koncentrációban jelenlevő tározóvegyületek közül a jégkristályok felületén a klór-nitrát és a sósav egymással reakcióba lép, melynek során klórgáz és egy másik tározóvegyület, salétromsav keletkezik.

A sztratoszféra más tartományaitól eltérően a hideg környezetben a salétromsavból ún. sarki sztratoszferikus felhők képződnek, amelyek 3 kristályvizet tartalmazó salétromsav kristályokból állnak.

E kristályok képződéséhez −78 ^oC alatti hőmérséklet szükséges. A folyamat lényegében sarkvidék fölött a sztratoszféra denitrifikációját jelenti. Ennek következtében megszűnnek a katalitikus bomlási folyamatok hatását mérséklő tározóvegyület képződési illetve nullciklus reakciók, és a reakciók egyensúlya eltolódik az ózonbomlás irányába. A folyamat hónapokig tart, a keletkező klórgáz felhalmozódik, majd kora tavasszal a napsugárzás intenzitásának növekedésével a klórgáz fotokémiailag bomlik és katalitikusan aktív klóratomokat hoz létre:

A klóratomok képződéséhez még UV sugárzás sem kell, ez a látható fény tartományában is végbemegy. Ezek a klóratomok a normál sztratoszférában zajló katalitikus reakcióktól eltérő mechanizmussal, de ugyancsak katalitikus úton vesz részt az ózon bontásában:

A brómatomok a klóratom részvéttelével zajló katalitikus ciklusban képes ózont bontani:

BrO + ClO → Br + Cl + O₂

Cl + O₃ → ClO + O₂

Br + O₃ → BrO + O₂

A klórhoz hasonlóan képződő HBr nem stabil, a poláris sztratoszferikus felhők kristályainak a felületére nem jut ki. Az egyetlen ismert tározóvegyülete a bróm-nitrát (BrONO₂). A Br hozzájárulása az ózonbomláshoz a téli időszakban akár a 30 %-ot is elérheti.

Mivel a vortex még ekkor is fennáll, a folyamat a körbezárt térrészben nagy hatékonysággal megy végbe, tározóvegyületek alig képződnek, az ózonkoncentráció csökkenése drámai. Az ózonoszlop koncentráció minden nap 1 %-kal csökken! Mivel a katalitikus reakció egyik lépésében két klóratom vesz részt, a reakció sebessége a klóratomok koncentrációjával négyzetesen változik. Ez az oka annak, hogy 1980-as évek előtt még nem lehetett észlelni a jelenséget, míg utána a változás mértéke drámai, hiszen a klórvegyületek koncentrációjának növekedése a közelmúltig folyamatos volt. Ez a jelenség egyértelműen összekapcsolja az ember által napjainkig a levegőbe juttatott klórvegyületek hatását az ózonréteg vastagságának drámai csökkenésével. A sztratoszférában található klór mennyiségének több mint 90 %-a emberi tevékenységből származik, tehát enélkül az ózonlyuk soha nem alakulhatott volna ki!

Az ózonlyuk területi kiterjedésének változásait a 6.11 ábra mutatja.

6.11. ábra - Az ózonlyuk területi kiterjedésének változása (Forrás: http://www.theozonehole.com/arcticozone.htm).

Az ábrán jól látható, hogy a jelenség területi kiterjedése 1982-től kezdődően példátlanul gyorsan nőtt, 1986-ban már meghaladta az Ankarktisz teljes területét, 1995-ben pedig elérte az Észak-Amerika teljes területének megfelelő mértéket, és napjainkban jellemzően meg is haladja azt.

Ami az ózon oszlopkoncentráció októberi minimumának időbeli változásait illeti, amint az a 6.12 ábrán látható, a 210 Dobson egységnek megfelelő kiindulási értékhez képest 1987-ben már csak 120 DU, majd 1995-ben már csak 90 DU volt a minimális koncentráció, amelynek csökkenése az ezredforduló környékén megállt, és a legújabb mérési adatok szerint nagyon lassú növekedés figyelhető meg.

6.12. ábra - Az ózon oszlopkoncentrációjának változása az 1980-as évektől (Forrás: Wikipedia).

Az Északi-sark környezetében ilyen stabilis és hosszantartó légörvény nem alakulhat ki a kontinensek és óceánok váltakozása miatt a sarkvidék alatt területeken. Így télen a sarkvidékre gyakran alacsonyabb szélességi fokok felől melegebb (ám szennyezett) légtömegek érkeznek, melyek hatására az Antarktiszhoz képest 15–20 ^oC-kal magasabb átlaghőmérséklet mérhető. A sarki sztratoszferikus felhők kristályain a fenti reakciók lejátszódhatnak, és jelentős koncentrációban aktív klór is felhalmozódhat, a légörvény korai felszakadása miatt azonban az Antarktiszhoz hasonló drámai mértékű ózoncsökkenés nem következhetett be.

A sztratoszferikus ózonrétegre a vulkánkitörésből származó sztratoszferikus szulfátrészecskéken lejátszódó reakciók is hatással lehetnek, amit a Pinatubo vulkán 1991-es kitörését követő időszak megfigyelései is alátámasztanak. A vulkánkitörést követő években az ózon koncentrációja 15 %-kal volt kisebb a megelőző években tapasztalt legalacsonyabb értéknél.

6.7 Felhasznált irodalom

Atmospheric Researc Group, Institute of Applied Physics Nello Carrara. Italian National Research Council. http://ga.ifac.cnr.it/products-and-facilities/mss-products.html

Science in School, UNEP Scientific Assessment of Ozone Depletion, (http://www.scienceinschool.org),

Fahey D., Hegglin M., Ozon, Twintig Vragen en Antwoorden over de Ozonlaag, (2011), Koninklijk Nederlands Meteorologisch Instituut

http://www.knmi.nl/cms/content/100061/twintig_vragen_en_antwoorden_over_de_ozonlaag

Mészáros, E. (1997): Levegőkémia. Veszprémi Egyetemi Kiadó, Veszprém

NASA, Studying Earth's Environment From Space. June 2000. (http://www.ccpo.odu.edu/SEES/index.html)

NOAA, http://www.esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2006/images/Q13-1LowRes.jpg

http://esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2006/images/Q11-3LowRes.jpg http://esrl.noaa.gov/csd/assessments/ozone/2002/images/Fig10-1high.jpg

6.8 Kérdések

Hol található az ózon mennyiségének legnagyobb hányada?

Melyek a legfontosabb katalizátorok a Chapman-modellben?

Mi a légköri klór természetes forrása?

Mi a vortex?

Mit idéz elő a vortex?

7. fejezet - A légszennyezettség típusai. A téli légszennyezettség kialakulásának, feltételei, összetétele, a London-típusú szmog

Tartalom

7.1 A levegőszennyezés történeti áttekintése
7.2 A modern levegőszennyezés kialakulása
7.3 A téli levegőszennyezés kialakulásának feltételei
7.4 Az elsődleges levegőszennyezés kémiai folyamatai
7.5 A levegőszennyezés hatásai
7.6 Felhasznált irodalom
7.7 Kérdések

7.1 A levegőszennyezés történeti áttekintése

A levegőszennyezés, elsősorban füst formájában az ókor óta ismert volt. A XVII. században az ipari forradalom nemcsak nagyvárosokat hozott létre, hanem a korábbinál veszélyesebb mértékű levegőszennyezést generált. A városok levegőszennyezését már korán felismerték, a kora középkor krónikásai is feljegyezték, hogy a „városok levegője áporodott, sűrű, ködös”. Londonban már a XIV században, I. Edward király már rendeletben tiltotta be a szén égetését abban az időben, amikor a parlament ülései zajlottak. Ez volt a legelső levegőminőségre vonatkozó jogszabály az emberiség történelmében. 1661-ben már királyi megbízott jegyezte fel London levegőjéről, hogy olyan mértékben szennyezett, hogy a Londonban született csecsemők több mint fele kétéves kora előtt meghal, szemben a vidéken született csecsemőkkel, akik 40 éves várható élettartamra számíthatnak. 1775-ben azt is felismerték, hogy az égéstermékekkel közvetlen kapcsolatba kerülő londoni kéményseprők a rákbetegségek megnövekedett kockázatával számolhatnak. Harold Des Voeux angol orvos nevezte el elsőként ezt a jelenséget szmognak, az angol füst és köd szavak összeolvasztásával. E levegőszennyezés típus legveszélyesebb összetevői az égésből származó kén-dioxid és korom, ún. elsődleges levegőszennyezők voltak.

A halásos áldozatokat is követelő elsődleges légszennyezés első dokumentált előfordulása a belgiumi Meuse városában történt 1930-ban (7.1 ábra)

7.1. ábra - Belgium, Meuse-völgy (1930. december 1.).

A kén-dioxidot és kénsavat jelentős koncentrációban tartalmazó köd 63 ember életét követelte, és a lakosság túlnyomó részénél rosszulléttel, hányással, légzési nehézségekkel járó tüneteket okozott. 1948. októberében a Pennsylvania állambeli Donora várost kén-dioxid, szén-monoxid és a helyi cinkkohóból származó fémpor elegyét tartalmazó köd lepte el. A szennyezés következtében 20 ember vesztette életét, és 7000 ember, a város lakosságának fele (!) került súlyos légzési nehézségekkel kórházba.

Az elsődleges levegőszennyezés névadó városában, Londonban az 1952. decemberében négy napid tartó szmog előfordulásakor eleinte kevés figyelmet kapott, az emberek többsége tulajdonképpen észre sem vette, hogy a halálos áldozatok voltak. (7.2 ábra)

7.2. ábra - Londoni szmog „életképek” 1952.

Az első jel az volt, hogy a temetkezési vállalkozóknál elfogytak a korábbi időszak tapasztalatai alapján megrendelt koporsók és virágok. Ennek alapján utólag jöttek rá ara, hogy a halálozások száma a megszokottnak több mint négyszerese volt a szmog időszakában. A négy napig tartó súlyos szmoghelyzet az utólagos statisztikai becslések szerint 4700 többlet halálesetet okozott (7.3 ábra).

7.3. ábra - Összefüggés a kén-dioxid koncentráció és a halálozások száma közötti összefüggés az 1952-es londoni szmog idején (Forrás: Power Station Emissions Handbook).

Összefüggés a kén-dioxid koncentráció és a halálozások száma közötti összefüggés az 1952-es londoni szmog idején (Forrás: Power Station Emissions Handbook).

A levegőszennyezők kibocsátásának, elsősorban a magas kéntartalmú barnaszenek felhasználásának korlátozása sokat javított ugyan a levegőminőségen, de az 1960-as évek elejéig még előfordultak jelentős, számos halálesettel járó szmoghelyzetek. 1962. november 27. és december 10. között az északi félgömb nagy részére kiterjedő stabilis meteorológiai helyzet következtében több nagyvárosra kiterjedő súlyos levegőszennyezési helyzet következett be, amely több ezer többlet halálesetet eredményezett Bostonban, New Yorkban, Londonban és Párizsban.

Az 1970-es évek elejére a villamos energia és a tiszta fosszilis energiahordozók, elsősorban a földgáz elterjedésével a korábbi évtizedek súlyos levegőszennyezési problémái többé-kevésbé megoldódni látszottak Nyugat-Európa nagyvárosaiban. A levegőminőség javulása látványos volt, a magas koromtartalmú ködök eltűnésével érezhető, sőt látható is volt még a laikusok számára is. Ebben az időben úgy tűnt, hogy a probléma egyszer és mindenkorra háttérbe szorult. Ezekben az években a városi levegőminőségi szabályozás középpontjában a helyi és környékbeli pontforrások kibocsátásának korlátozása állt. Ez főleg a rossz hatásfokú, rostélyos kazánokban történő széntüzelés visszaszorítására irányult. A közlekedés területén ebben az időben váltották fel az utolsó gőzmozdonyokat a dízel- és villanymozdonyok.

Ugyanebben az időszakban azonban tömeges erdőpusztulást észleltek Kelet-Németország, Csehszlovákia és Lengyelország fekete háromszögében. Ezzel szinte egyidőben tömeges halpusztulás volt észlelhető svédországi tavakban és folyókban, és Észak-Amerikában is. Ebben az időben szinte elképzelhetetlennek tűnt, hogy a városi szmoghoz képest három-négy nagyságrenddel kisebb koncentrációban jelenlevő kénvegyületek ekkora károkat tudnának okozni.

A kutatások azonban bebizonyították, hogy fő ok a széntüzelésű erőművek kénkibocsátása volt, amiből a légköri oxidáció révén kénsav keletkezett. A határokon át terjedő nagyléptékű levegőszennyezés korlátozásáról először Genfben született nemzetközi egyezmény 1979-ben, amit 1985-ben Helsinkiben kötött megállapodás követett.

7.2 A modern levegőszennyezés kialakulása

Az olaj olcsósága miatt egyre nagyobb teljesítményű gépjárműveket dobtak piacra, különösen az Egyesült Államokban. A legfontosabb járműfejlesztési szempontok közül a kibocsátás és az üzemanyagfogyasztás csökkentése az utolsók között szerepelt. A repülőgépek fejlesztésénél is a sebesség és a méret volt az elsődleges, és az angol-francia együttműködésben tervezett Concorde program a normál gépek fogyasztásának többszörösét felhasználó szuperszonikus gépeket kívánt megvalósítani. Ezzel egyidőben az életszínvonal emelkedésével rohamos növekedésnek indult a gépkocsik száma és -használata is.

A gépjármű kibocsátás szabályozásának szükségessége először Los Angelesben merült fel még akkor, amikor a világ más részein nem okozott problémát hasonló típusú levegőszennyezés. A leginkább egészségkárosító hatásúnak tartott kibocsátott vegyületek köze a szén-monoxid majd később az ólomvegyületek tartoztak. Utóbbiak idegrendszert károsító hatása is ebből az időszakból származó felismerés. Itt már az 1960-as években megjelentek az első oxidációs katalizátorok. 1975-ben már a forgalomba helyezett gépjárművek 80 %-át katalizátorral szerelték fel.

Nem sokkal ezután Németországban is előtérbe került a gépjárművek emissziójának szabályozása, nem utolsósorban azért, mert a salétromsavgőz koncentrációjának jelentős növekedését tapasztalták. Németországban 1984-ben vezették be a NO_x, a szén-monoxid és a szénhidrogének kibocsátásának együttes és jelentős csökkentésére alkalmas háromutas katalizátorokat. Hasonló intézkedésre Svédországban és Svájcban került sor, évekkel megelőzve az európai szabályozást. A katalizátorok elterjedése kizárta, hogy az üzemanyagokban ólomadalékot használjanak. Az ólomadalékok alkalmazását azonban már korábban, az ólom egészségkárosító hatását feltáró tanulmányok hatására csökkenteni kezdték (1985-ben a maximális megengedett ólomkoncentrációt 0,4-ről 0,15 g L^-1-re csökkentették, aminek hatására a levegőben mért ólomkoncentráció néhány hét alatt megfeleződött). Az ólom légköri koncentrációjának csökkenése a leggyorsabb és leglátványosabb eredmény (7.4 ábra), ami a levegőminőség javulásában bekövetkezett

7.4. ábra - A légköri ólom koncentráció változása (Forrás: Fenger, 1999).

Az 1990-es évekre Európában és Észak-Amerikában a levegőszennyezés ismét kritikussá vált, hasonlóan, de természetesen más okokból kifolyólag, mint az 1950-es években. A kén-dioxid szerepét a nagyvárosokban télen tapasztalható levegőszennyezésben a nitrogén-oxidok vették át. E vegyületek is az égésből származnak, de a kén-dioxidtól eltérően keletkezésükben a levegő nitrogénjének és oxigénjének az egyesülése játssza a fő szerepet. Ez a reakció csak magas hőmérsékleten megy végbe, ezért a technológiai fejlesztések az égési hőmérséklet csökkentésére irányulnak. A járművekre szerelt katalizátorokkal jelentős kibocsátáscsökkentést lehet elérni, ezt azonban a gépjárműhasználat bővülése ellensúlyozza.

A nitrogén-dioxid rosszabbul oldódik vízben, mint a kén-dioxid, ezért mélyebbre képes lejutni a tüdőbe, és savassága mellett még toxikusnak is bizonyult. Nagyobb koncentrációban növeli a szív és érrendszeri halálozás valószínűségét, a csecsemő- és magzati halandóságot, a súlyos asztmatikus és légúti panaszok kockázatát, elsősorban a gyermekek és az időskorúak körében.

A modern levegőszennyezés másik oka a kisebb fajlagos fogyasztású és így kisebb szén-dioxid kibocsátású dízeljárművek elterjedése volt, amelyek által kibocsátott részecskékről később bebizonyosodott, hogy a korábbinál jóval alacsonyabb légszennyezettség mellett is jelentősen növelik a szív- és érrendszeri megbetegedések illetve a légzőszervi betegségek kockázatát. A levegőminőség romlását valószínűsítették a drámaian megnövekvő asztmatikus megbetegedések okaként is. A rákbetegségek gyakoriságának növekedése is kimutatható volt, és a dízelkorom felületéhez kötődő többgyűrűsű aromás szénhidrogének, valamint a gázfázisú benzol és 1,3-butadién közismert rákkeltő vegyületek voltak.

A London-típusú szmoghoz hasonló tulajdonságú és mértékű elsődleges levegőszennyezés előfordulási helye ma elsősorban a dinamikusan fejlődő országok nagyvárosaira jellemző, például Peking és Sanghaj, Kairó és Kalkutta régiójában fordul elő viszonylag nagy gyakorisággal a téli hónapokban. A korábban szinte teljes egészében lokális elsődleges légszennyezés azonban egy évtizedes minimum után fokozatosan másodlagos jellegű légszennyezéssé alakult át, a meteorológiai helyzet függvényében regionális vagy akár kontinentális kiterjedésűvé válhatott, sőt napjainkra éghajlati tényezővé nőtte ki magát. A fejlett országokban azonban elsősorban a téli időszakban jelentős mértékű, eredetét tekintve részben elsődlegesnek tekinthető, azonban a klasszikus London-típusú szmogtól forrásaiban, kémiai összetételében és területi kiterjedésében egyaránt jelentősen különböző súlyos levegőszennyezési epizódok alakulnak ki.

7.3 A téli levegőszennyezés kialakulásának feltételei

Az elsődleges levegőszennyezés főbb jellemzője, hogy elsősorban a téli hónapokban fordul elő, sűrűn lakott, iparosodott területeken. Előfordulását súlyosbítja a kedvezőtlen földrajzi fekvés (elsősorban a völgyekben fekvő városokra jellemző), a hőmérsékleti inverzióval együttjáró hosszantartó és stabil légállapot.

Télen a rossz levegőminőség kialakulásának legfőbb oka a sekély hőmérsékleti inverzió kialakulása, amely a felszín közelében stabilis légállapotot hoz létre, csökkentve a konvekciót és a keveredést. Az inverziós réteg magassága legfeljebb 75–150 m, legkisebb magasságát pedig éppen a reggeli csúcsforgalom idején éri el. Ezáltal csökken a hígulás mértéke és az ülepedési folyamatok sebessége is, az alacsony hőmérséklet miatt pedig a kevésbé illékony gőzfázisú szennyezőanyagok egy része a nagy koncentrációban jelenlévő aeroszol részecskékre kondenzálódik. Különösen kritikus a helyzet azokban a városokban, ahol a domborzati viszonyok kedveznek az inverzió kialakulásának (pl. völgyekben).

A téli levegőszennyezés kialakulását befolyásoló mikrometeorológiai tényezők között kiemelkedő a beépítettség szerepe. Magas épületekkel szegélyezett keskeny utcákban 1,5 m s^-1 szélsebesség felett légörvény alakul ki, ami megakadályozza a szennyezőanyagok kijutását és a levegőminőség romlásához vezet. A szélsebesség további növekedésével a levegőszennyezés szintje csökken, de nagy szélsebességeknél és száraz időben a felporzás miatt az aeroszol (szálló por) terhelés jelentős mértékű lehet. A levegőminőség szempontjából a közepes szélsebesség (4 m s^-1) érték az optimális.

A hőmérsékleti inverzió hatása közvetlenül megmutatkozik azoknak a nyomanyagoknak a légköri koncentrációjában, amelyeket közvetlenül a különböző források bocsátanak ki. Ilyenek például a NO, a CO és a nagyon kisméretű ún. ultrafinom részecskék. A rövid tartózkodási idejű NO és ultrafinom részecskék koncentrációjában az inverziós napokon jelentkező reggeli maximum sokkal élesebb, mint a CO esetében, amelynek jóval hosszabb légköri tartózkodási ideje miatt nagyobb a transzportból származó hányada. Az inverzió fennállásának egyetlen előnye, hogy magas ózonkoncentráció nem alakul ki, mert a kibocsátott és az inverziós rétegben feldúsuló NO az ózont gyors reakcióban elfogyasztja.

Az inverzió megszűnésekor az erősen szennyezett felszínközeli levegő keveredik a maradványrétegből származó tisztább levegővel, és az elsődleges levegőszennyezők koncentrációja gyorsan csökken, míg a hosszabb tartózkodási idejű nyomanyagoké kevésbé (7.5 ábra).

7.5. ábra - A keveredési réteg és a PM10 koncentráció közötti kapcsolat (Tóth, 2010).

7.4 Az elsődleges levegőszennyezés kémiai folyamatai

Minden fosszilis tüzelőanyag tartalmaz kénvegyületeket, és égéskor ezek kén-dioxid, csekély arányban kén-trioxid formájában szabadulnak fel. A barnaszenekben és lignitben a kén 0,1–4 %-os tömegarányban, elsősorban pirit formájában fordul elő. A feldolgozott olajszármazékok jóval kevesebb kenet tartalmaznak, de a földgázban akár 40 % kénvegyület is lehet (főleg kén-hidrogén). Ennek eltávolítása azonban napjainkban már nem okoz problémát. A széntüzelésű erőművekben a pirit eltávolítására az égetés előtt flotálást alkalmaznak, a füstgázból a keletkező kén-dioxid pedig korszerű füstgáztisztítókkal nagy hatékonysággal eltávolítható.

A levegőbe került kén-dioxid egy része a hidroxilgyökkel gázfázisú reakciókban kénsavvá oxidálódik:

A kén-trioxid vízgőzzel kénsavat képez:

A keletkező kénsavgőz aeroszol részecskékre kondenzál (vagy tiszta levegőben, ahol erre nincs lehetősége) vízgőzzel új részecskéket hoz létre, ezáltal a kén véglegesen kikerül a gázfázisból, de hosszabb tartózkodási idejű aeroszol részecskéken marad.

A gázfázisú reakció sebessége azonban jellemző körülmények között néhány %-os átalakulást tesz lehetővé óránként, ami nem bizonyult elegendőnek a légkörben mért kén-dioxid/szulfát arány magyarázatául. Az átalakulás nagyobb része a folyadékfázisban megy végbe. A kén-dioxid nagy oldhatóságának köszönhetően a felhő- vagy ködcseppekbe kerül. Az oldhatóságot a Henry-állandó jellemzi, amely a kén-dioxid esetében 0,034 M atm^-1. A kén-dioxid oldódásakor először a hidratált forma, a H₂SO₃ keletkezik, ami biszulfit (HSO₃^-) és H⁺-ionokra disszociál, előbbiből további disszociációval szulfition (SO₃^2-) keletkezik:

Az oldódás mértéke és az oldatbeli formák aránya a felhő- vagy köddcsepp pH-jától nagymértékben függ, növekvő pH-val jelentős mértékben növekszik. Tiszta vízben a kén-dioxid oldódása kevésbé hatékony, de a reakcióképes közegben, a felhő- és különösen a ködcseppekben a biszulfit ion a jelenlevő hidrogén-peroxiddal gyorsan reagál. A hidorgén-peroxid 7,1 × 10⁴ M atm^-1. Henry-állandója a légköri gázok közül kiemelkedő, különösen 5-ös pH érték alatt.:

Az átalakulás sebessége jellemző körülmények között percenként (!) 10 %-os átalakulást tesz lehetővé, azaz légköri viszonyok mellett rendkívül gyors és irreverzibilis átalakulási folyamat. A kémiai reakció még a kén-dioxid oldódásának mértékét is megnöveli. Ez szolgál magyarázatul arra, hogy a köd jelenlétében miért erősödött fel korábban a lokális levegőszennyezés hatása, ami a „gyilkos” szmog kialakulásához vezetett. Kevésbé szennyezett levegőben, felhővízben a jelenlevő ózon is képes oxidálni a biszulfit iont:

Globálisan a kén-dioxid folyadékfázisú oxidációjáért 76 %-ában a hidrogén-peroxid, 24 %-áért az ózon a felelős. A fejlett országokban a SO₂ esetében a határértékek túllépése ma már egyáltalán nem jellemző, a hatékony emissziós szabályozásnak köszönhetően. A rövid ideig tartó és lokális túllépések oka többnyire ipari baleset, tűzeset vagy a füstgáztisztítók meghibásodása miatt következhet be.

Napjainkban a téli magas levegőszennyezettség legfőbb összetevője a háztartási tüzelőberendezésekből származó, illékony vegyületek ezreit és aeroszol részecskéket nagy koncentrációban tartalmazó füst, a főként közlekedési eredetű NO₂, CO és koromrészecskék, valamint a SO₂ és az NO átalakulási termékeit tartalmazó másodlagos aeroszol részecskék.

A levegőszennyezés integrált hatása a belélegezhető aeroszol (PM10, helytelenül meghonosodott szóhasználattal „szálló por”) koncentrációjában nyilvánul meg, ami a levegőminőségi szabályozás egyik központi eleme is és a városi légszennyezés forrásaira vonatkozó integrált információt is hordozza. Az EU új levegőminőségi irányelvei (2008/50/CE) a 10 mikrométernél kisebb átmérőjű aeroszolrészecskéket (PM10, “szálló por”) az egyik legveszélyesebb levegőszennyezőnek tekinti. Az ismert, hogy a PM10 koncentrációját nagymértékben a gépjárműközlekedés befolyásolja, ami a közvetlen kibocsátás, a fékbetétek és a gumiabroncsok kopásából származó részecskék mellett a korábban kiülepedett részecskéket (port) is felveri. Az is levegőszennyezést okozhat, ha a por a szél hatására jut ismét a levegőbe. A háztartási tüzelés jelentős hozzájárulása azonban csak az elmúlt évtizedben került a figyelem középpontjába, miután a városi PM10 mintákon ¹⁴C/¹²C izotóparány vizsgálatokat (amelyek révén a biológiai eredetű és a fosszilis eredetű szén egymástól mennyiségileg megkülönböztethetők, lásd a szén biogoeokémiai körforgása című fejezetben) végeztek el. A költséges, de perdöntő információkat hordozó vizsgálatok eredményei, valamint a levoglukozán (a biomassza égetés nyomjelző vegyülete) koncentrációja alapján elvégzett becslések szerint a biomassza égetés (fatüzelés) hozzájárulása a PM10 tömegkoncentrációjához akár az 50 %-ot is meghaladhatja alacsonyabb napi átlaghőmérséklet esetén, illetve hétvégéken. Télen ritkán fordul elő olyan állapot, hogy a fatüzelés hozzájárulása ne haladja meg a 25 %-ot. A széntartalmú aeroszolrészecskék esetében a biomassza égetés hozzájárulása több mint kétszeresen meghaladja a a közlekedésből származó széntartalmú részecskék (dízelkorom, szerves részecskék) hozzájárulását. A biomassza égetés városokban elsősorban a fatüzelést jelenti, amelynek intenzitását a településszerkezet, a mikrometerológiai viszonyok, a hőmérséklet és a lakosság szokásai jelentős mértékben befolyásolják (7.6 ábra)

7.6. ábra - Az egyes források becsült átlagos hozzájárulása a PM10 tömegkoncentrációjához Budapesten 2009. januárjában, amikor a belvárosban nagyobb (a.), amikor a külvárosban nagyobb (b.) a PM10 tömegkoncentrációja (Tóth, 2010).

Az egyes források becsült átlagos hozzájárulása a PM10 tömegkoncentrációjához Budapesten 2009. januárjában, amikor a belvárosban nagyobb (a.), amikor a külvárosban nagyobb (b.) a PM10 tömegkoncentrációja (Tóth, 2010).

Az aeroszol részecskék másik fő alkotója a szulfát, ami nagy valószínűséggel ammónium-szulfát formájában van jelen, másodlagos eredetű komponens, döntően antropogén eredetű kén-dioxid fotokémiai átalakulása során keletkezik. A kén-dioxid szulfáttá való átalakulási sebességét is figyelembe véve nagyobbrészt regionális transzportból származó komponens. Az ammónium-nitrát is másodlagos alkotó, a NO_x oxidációs reakcióinak és azok kondenzációjának terméke, ugyancsak transzportból származik, de elővegyületének (a NO_x-nak) a forrásai a szulfáthoz képest szűkebb régióban helyezkednek el. Tekintve, hogy a széntartalmú alkotók tekintélyes, de pontosan nem meghatározható hányada is regionális transzport eredménye, a téli magas levegőszennyezettségi helyzetben a PM10 csökkentésére kizárólag helyi intézkedésekkel vajmi kevés lehetőség kínálkozik.

7.5 A levegőszennyezés hatásai

Mivel a kén-dioxid viszonylag jól oldódik vízben, és az ember légzőszerve hatalmas nedvesített felülettel rendelkezik, a belélegzett kén-dioxid mintegy 95 %-a még a tüdő léghólyagjaiba jutás előtt elnyelődik, és legfeljebb 1 %-a kerül oda. A London-típusú szmog esetében az erős hőmérsékleti inverzió miatt a felszín közelében (eseteként néhány tíz méteres magasságig) megreked a kibocsátott kén-dioxid és korom, és az alacsony hőmérsékleten a részecskéken apró ködcseppek képződnek. A kén-dioxid az apró folyadékcseppekbe oldódik, ott kénsavvá oxidálódik, és kénsavként már a folyadékfázisban marad. Az 1 mikrométernél is kisebb átmérőjű koromrészecskék felületére is kondenzálódhat a kén-dioxid gázfázisú oxidációja révén keletkező kénsav. Ezek a rendkívül kisméretű részecskék bejutnak a tüdő léghólyagjaiba, ott nagy hatékonysággal kiülepszenek, a kénsav pedig a tüdősejtek szerkezetét károsítja és az oxigénfelvételt blokkolja. Ez legnagyobb mértékben azokat az embereket veszélyezteti, akik légzőszervi betegségekben szenvednek.

Nagyobb koncentrációban a kén-dioxidból a növényekben szulfit- és biszulfit ionok halmozódnak fel, amelyek a növények védekező mechanizmusát hátrányosan befolyásolják. Emiatt a növények levélzetének pórusai jobban megnyílnak, a vízvesztés mértéke nő és a szennyező gázoknak való kitettségük is növekszik. A kén-dioxid fenti hatásai mellett közvetlenül károsítja az építőköveket és acélszerkezeteket, ezáltal súlyos károkat okoz.

Az Egészségügyi Világszervezet európai irodájának 2006-os ajánlása a kén-dioxid napi átlagkoncentrációjára 7,5 ppb (20 µg m^-3) határértéket határoz meg. Ugyanezt a határértéket az Egyesült Államokban 140 ppb-ben állapították meg.

7.6 Felhasznált irodalom

Fenger J., (1999) Urban air quality. Atmospheric Environment 33, 4877-4900.

Power Station Emissions Handbook, Particulate matter and health impacts, http://www.ccsd.biz/PSE_Handbook/2/3/2/

Tóth Á. (2010) A PM10 aeroszol főbb forrásainak azonosítása Budapesten magas téli légszennyezettségi helyzetekben, Diplomadolgozat, Pannon Egyetem

7.7 Kérdések

Mikor volt az első jegyzett szmog?

Mi játszott szerepet az 1952-es londoni szmog kialalkulásában?

Mi a „modern” kori légszennyezés oka?

Melyek a téli légszennyezés kiváltó okai?

Milyen hatása van a levegőszennyezettségnek?

8. fejezet - Fotokémiai (Los Angeles-típusú) szmog

Tartalom

8.1 A fotokémiai szmog képződésének kémiai feltételei

8.1.1 A troposzferikus ózon egyensúlyi állapota
8.1.2 Eltérés a fotostacionárius állapottól: a nyomanyagok hatása

8.2 A fotokémiai szmog kialakulásának meteorológiai feltételei

8.2.1 A felszíni határréteg
8.2.2 Meteorológiai helyzet, időjárási feltételek

8.3 A fotokémiai szmog jellemzői

8.4A troposzferikus ózon megfigyelések

8.5 Felhasznált irodalom

8.6 Kérdések

A fotokémiai szmog kialakulását először Los Angelesben észlelték 1943-ban, és a II. világháború időszakában mindjárt a japánok által végrehajtott gáztámadásnak vélték. A Los Angelesben megfigyelhető szmog kémiai természetét elsőként Haagen-Smith írta le 1953-ban, majd ezt követően a troposzferikus ózon kémiája került a figyelem középpontjába. A fotokémiai szmog részletes kémiai modelljének megalkotására azonban csak a hidroxilgyökök troposzferikus jelenlétének felismerése után, 1971-től kezdődően kerülhetett sor, és a jelenség a mai napig intenzív kutatások tárgya.

8.1 A fotokémiai szmog képződésének kémiai feltételei

8.1.1 A troposzferikus ózon egyensúlyi állapota

A troposzferikus ózon képződését legnagyobb mértékben a fosszilis tüzelőanyagok elégetése során kibocsátott gáznemű szennyezőanyagok, a nitrogén-oxidok (a nitrogén-monoxid és nitrogén-dioxid, együttesen NO_x) katalitikus ciklusa teszi lehetővé és határozza meg. Az ózon és a NO_x közötti kapcsolatot elsőként Philip Leighton tárta fel 1961-ben, aki az troposzférában az ózonképződés és -bomlás katalitikus ciklusát az alábbi reakciókkal írta le.

A Leighton által javasolt katalitikus ciklus alapján az ózonképződés a napszaktól erősen függ, mert a NO₂ fotokémiai bomlása határozza meg. A keletkező atomos oxigén, akár gerjesztett állapotú (O(¹D)) akár alapállapotú (O(³P)) oxigénatomról van szó, a jelenlevő molekuláris oxigénnel a sztratoszférában is végbemenő Chapman-reakcióban ózonmolekulává egyesül. E három kémiai reakció együttesét ún. fotostacionárius összefüggésnek nevezzük, mert a részt vevő molekulák adott koncentrációban rövid idő alatt stacionárius állapotot alakítanak ki, azaz légköri koncentrációjuk állandósul. Az ily módon beálló egyensúlyi ózonkoncentráció értéke az alábbi egyenlet segítségével számítható ki:

Az egyenletben szereplő k₁ a NO₂ fotolízisének sebességi állandója, míg k₂ a NO₂ újraképződésének a sebességi állandója. k₂ értéke függ a napsugárzás intenzitásától, k₂ értéke 1,8×10^-14 cm³molekula^-1s^-1 25 ⁰C-on. Ha a NO és a NO₂ azonos arányban van jelen, akkor az egyenlet alapján kiszámítható, hogy a megfelelő egyensúlyi ózonkoncentráció 20 ppb lesz. Az NO_x jelölés azért is vált elterjedtté, mert a NO₂ és a NO gyorsan egymásba alakulnak, tiszta levegőben a NO₂ átlagos élettartama mindössze 100 másodperc. Az egyenlet alapján hiába növelnénk a NO_x koncentrációját, az ózonkoncentráció nem változna, mert az kizárólag a két forma koncentrációarányától függ.

A Leighton-féle összefüggés alapján a felszínközeli ózon koncentrációjának erős napszakos ciklusa magyarázható. A fotokémiai reakciók megszűnésével éjszaka a felszín közvetlen közelében található ózon koncentrációja is rohamosan csökken, mert a felszínre történő ülepedés akár 1 cm s^-1 sebességgel is történhet. Így az ózonkoncentráció minimumát a kora hajnali órákban, közvetlenül napfelkelte előtt tapasztalhatjuk. Ilyenkor a koncentráció akár 0 közeli érték is lehet (8.1 ábra).

8.1. ábra - A felszínközeli ózon koncentrációjának napszakos ciklusa Veszprémben (Forrás: Országos Légszennyezettségi Mérőhálózat).

8.1.2 Eltérés a fotostacionárius állapottól: a nyomanyagok hatása

Az alsó légkörben azonban a NO_x és az ózon mért koncentrációi a legritkább esetben felelnek meg az egyensúlyi koncentráció értéknek. A jelentős eltérést számos természetes forrásból és emberi tevékenységből származó nyomanyag okozza. A légköri nyomanyagok ún. elővegyületekként járulnak hozzá az ózonképződéshez, azaz olyan közvetett hatású vegyületekként, amelyek az NO_x formáinak arányát változtatják meg másodlagos reakciók révén, ezáltal eltolják a teljes ciklus fotostacionárius egyensúlyát. A legfontosabb ilyen reakciók a hidroxilgyökhöz és az illékony szerves vegyületekhez kötődnek, és rendkívül sok elemi reakcióból állhatnak.

Láttuk azt, hogy a troposzférában az ózon képződése NO_x nélkül nem lenne lehetséges. Ha azonban csak NO_x van jelen, a NO az ózont oxigénmolekulává redukálja, és így közvetlenül ózont fogyasztó anyagként szerepel. Illékony szerves vegyületek jelenlétében azonban a NO megszűnik ózonfogyasztó lenni, mert az ózon helyett a hidroperoxil és szerves peroxil gyökök alakítják vissza NO₂-vé.

Az ózonkoncentráció számottevő mértékű növekedéséhez az is szükséges, hogy a NO_x-ból megfelelő koncentráció álljon a rendelkezésre, illetve hogy ennek megfelelő utánpótlása legyen. Ennek hiányában az ózonképződés mértéke erősen korlátozott. Ilyen környezetben a hidroxilgyökök kerülnek főszerepbe, amelyek a NO₂-dal salétromsavgőzt képeznek, és ez a reakció csökkenti a képződő ózon mennyiségét és végső során légköri koncentrációját is.

8.1.2.1 A hidroxilgyök képződése és szerepe

A troposzférában a hidroxilgyök elsődlegesen közvetve az ózon fotodisszociációja során képződő gerjesztett állapotú oxigénatom (O(¹D)) és a vízgőz reakciójában képződik. Az ózon fotodisszociációja 1180 és 320 nm hullámhossztartományban alapállapotú (O(³P)), 320 nm alatti hullámhossz esetén gerjesztett állapotú atomos oxigént hoz létre.

Az alapállapotú oxigénatom a vízgőzzel nem képes reakcióba lépni, és oxigénmolekulával rekombinálódva ózonmolekulát hoz létre, tehát e körfolyamatnak nettó kémiai eredménye nincs:

A gerjesztett állapotú atomos oxigén 270 kJ mol^-1-lal több energiával rendelkezik, mint az alapállapotú oxigén. Az UV-B tartományban képződő O(¹D) 90 %-a a levegő molekuláival ütközve energiáját elveszítve alapállapotú oxigénatommá alakul át. A fennmaradó mintegy 10 % azonban nagy energiájának köszönhetően képes reakcióba lépni a vízgőzzel is:

Ez a reakció a troposzférában a hidroxilgyök képződés elsődleges forrása. A reakció rendkívül gyors, ami abban is megnyilvánul, hogy napfogyatkozás esetén az OH-gyök koncentráció gyakorlatilag azonnal a nullára csökken. A gerjesztett állapotú atomos oxigén képződéséhez szükséges hullámhosszú sugárzás nagyobb része a felszín fölött nagyobb magasságokban nyelődik el, az ózon fotodisszociációja csak 3 %-ban eredményez gerjesztett állapotú atomos oxigént, míg 97 %-ban alapállapotú oxigén képződéséhez vezet. Ennek ellenére a reakció inkább az alsó troposzférában jellemző, mert a rendelkezésre álló vízgőz mennyisége itt számottevő.

A hidroxilgyökök másodlagos forrása városi környezetben a salétromossav (HONO) fotokémiai bomlása. A részben közvetlenül kibocsátott, részben pedig a hidroxilgyök és NO addíciós reakciójában képződő, csak éjszaka stabilis salétromossav nappal gyorsan fotolizál a kiindulási hidroperoxil gyökre és nitrogén-monoxidra:

Jellemző városi környezetben (25 ^oC, O₃=50 ppb, NO=40 ppb, HO₂=1×10⁸ molekula cm^-3, HONO=1 ppb) a legtöbb hidroxilgyök e másodlagos folyamatokból, a hidroperoxil gyök és a nitrogén-monoxid reakciójából származik. A hidroxilgyök koncentrációja rendkívül erős napszakos függést mutat, és maximuma egybeesik a képződéséhez szükséges UV sugárzás intenzitásának mért maximumával.

8.1.2.2 A szén-monoxid szerepe a fotokémiai szmog képződésében

A városi környezetben jelentős mennyiségben kibocsátott szén-monoxid kizárólag a hidroxilgyökkel képes légköri körülmények között is reakcióba lépni, a keletkező atomos hidrogén pedig gyorsan hidroperoxil gyököt hoz létre, ami az ózonképződés közvetlen elővegyületének, a NO₂-nak a képződéséhez járul hozzá:.

Ezáltal a szén-monoxid az ózonképződésben fontos szerepet játszó légköri nyomgáz, annál is inkább, mert városi környezetben koncentrációja valamennyi hasonló tulajdonságú nyomgáz közül a legnagyobb. A szén-monoxid átlagos légköri tartózkodási ideje kb. 2 hónap, ami azt jelenti, hogy nemcsak a kibocsátó források közvetlen környezetében, hanem légköri transzport révén nagy területekre is eljutva részt vesz a levegő kémiai folyamatainak szabályozásában.

8.1.2.3 Az illékony szerves vegyületek szerepe a fotokémiai szmog képződésében

A szén-monoxid mellett, ugyancsak a hidroxilgyökök aktív közreműködésével a fotokémiai szmog képződésében az illékony szerves vegyületek is meghatározó szerepet játszanak. A belőlük képződő peroxil gyökök (RO₂) alakítják vissza a NO-t NO₂-dá, amelyből többlet ózon képződhet.

Az illékony szerves vegyületek oxidációjával képződő első stabilis vegyület, a formaldehid szintén nettó hidroperoxil gyöktermelő, mivel az ultraibolya sugárzás hatására szén-monoxidra és hidroperoxil gyökre bomlik:

A képződő ózon fotodisszociációja pedig gerjesztett állapotú atomos oxigént képes termelni, amelyből újfent hidroxilgyök képződhet, ami újabb szénhidrogén molekulát képes oxidálni, és így tovább. A folyamat rendkívül hatékony, hiszen a hidroxilgyökök újratermelődnek (a NO + HO₂ reakcióban), miközben az ózon fotolízise révén folyamatosan újak is képződnek. Az ilyen folyamatok együttesét láncreakcióknak nevezzük. A láncreakciók rendkívül hatékonyak, hiszen rendkívül kis mennyiségben jelenlevő reagens képes a hozzá a képest jóval nagyobb koncentrációban található nyomanyagokat (a szén-monoxidot, illetve az illékony szerves vegyületeket) oxidálni.

8.1.2.4 Lánczáró reakciók

A hidroxilgyök önmagában az ózonképződést korlátozza, mert az ózon képződéséhez szükséges NO₂-ot kivonja a troposzférából a salétromsavgőz képződésén keresztül:

E reakció mellett a nitrát gyök (NO₃) is fontos a NO_x koncentrációjának korlátozásában. A nitrát gyök az ózon és a nitrogén-dioxid reakciójában jön létre:

Nappal a nitrát gyök rendkívül gyorsan (5 másodperc alatt) fotolízist szenved, az ózonhoz képest jóval nagyobb hullámhosszú sugárzás hatására is.

A fenti két reakció közül az utóbbi a meghatározó, mintegy 90 %-ban. Emellett a nitrát gyök szabad hidrogén- vagy szerves gyökkel (RH) egyesülve ugyancsak salétromsavgőzt hozhat létre:

Ha azonban nincs ultraibolya sugárzás, a NO₃ gyök a fotokémiai bomlás helyett dinitrogén-pentoxidot (N₂O₅) hoz létre, ami a légkör NO_x legfontosabb nyelője:

A dinitrogén-pentoxid hidrolízise pedig újfent salétromsavat eredményez, ami a légkörből száraz vagy nedves ülepedéssel távozik:

7 ^oC feletti hőmérsékleten a N₂O₅ visszaalakul:

A láncreakciónak az szab határt, ha a hidroxilgyökök és a hidroperoxil gyökök túlságosan felszaporodnak, ugyanis ezek közvetlenül is képesek az ózonnal reakcióba lépni:

Ez a két reakció lényegében az ózon katalitikus nyelő ciklusa (HO_x-ciklus), a sztratoszférában is végbemegy. Nagyobb gyökkoncentrációnál ennek a ciklusnak a hatékonysága megnő (ami ózoncsökkenést és ezáltal az elsődleges hidroxilgyök képződési sebességének csökkenését idézi elő). Ilyen körülmények között a reaktív gyökök egymással is reakcióba léphetnek, amelynek eredménye a szabad gyökök mennyiségének további csökkenése:

Az első reakcióban képződő hidrogén-peroxid közismerten jó oxidálószer, amely a légkör közvetítésével a mezőgazdasági növények károsodását és erdőpusztulást okozhat.

A kiindulási szénhidrogének egy móljára vetítve a keletkezett hidrogén-peroxid mennyisége 0,1–2 %.

Az illékony szénhidrogének fotokémiai reakcióiban acetil-peroxil gyök (CH₃COO₂) is képződik, amely NO₂-dal ún. peroxiacetil-nitrátot (PAN) hoz létre:

Ez a reakció eltávolítja az alsó légkörből a NO₂-ot. 22 ^oC felett a reakció iránya megfordul, és a PAN-ban tárolt NO_x újból aktiválódik. Mivel alacsonyabb hőmérsékleteken a PAN stabilis, ezért a felső troposzférán keresztül jelentős mennyiségű NO_x-et képes a forrásoktól nagy távolságokra is eljuttatni.

A fotokémiai reakciók éjszaka sem állnak le, hanem az éjjel stabilis nitrátgyök révén a telítetlen szénhidrogéneket, beleértve a növényzet által termelt izoprén, mono- és szeszkviterpéneket oxidálják.

A szénhidrogének mellett a legnagyobb koncentrációban előforduló légköri szerves nyomgáz, a metán is részt vehet a troposzferikus ózon ciklusában. Mivel a metán és a hidroxilgyök közötti reakció a többi, különösen a telítetlen szénhidrogénekhez képest jóval lassabb, ezért ez a hatás csak olyan távoli területeken érvényesül, ahol a többi szerves nyomgáz koncentrációja elhanyagolhatóan kicsi.

A reakciósor a nitrogén-dioxid fotolízisével és további reakciókkal folytatódik. Egyensúlyban egy metánmolekulából 2–3,7 közötti számú ózonmolekula képződhet. Amikor azonban nincs jelen NO, egy molekula metán 1,7 molekula ózont fogyaszt, az alábbi reakciósornak megfelelően:

A fotokémiai szmog és benne az ózonkeletkezés kémiáját legszemléletesebben az ún. „troposzferikus ózongyártó gép” sematikus rajza illusztrálja (8.2 ábra)

8.2. ábra - A troposzferikus ózongyártó gép.

A gép „fogaskerekeit” a szabad gyökök és a NO_x ciklusa adja, az „üzemanyagot” a folyamatosan kibocsátott szénhidrogének és a szén-monoxid szolgáltatják.

8.1.2.5 A fotokémiai szmog képződésének kémiai feltételei

A reakciósort úgy kell elképzelni, hogy az illékony szerves vegyületek fotokémiai oxidációja során a NO/NO₂ közreműködésével a reakcióban részt vevő szerves vegyületekhez hasonló mennyiségben folyamatosan ózon képződik. A NO–NO₂ átalakulás körfolyamat, addig az illékony szerves vegyületek átalakulása nem megfordítható fotokémiai oxidációs reakciók sokasága. A NO szerves gyökök általi oxidációjának sebessége azonban jóval lassabb folyamat (jellemző időállandója egy-két óra), mint az ózonnal végbemenő reakció (5 perc). Ezért ez a folyamat hatékonyan abban az esetben mehet végbe, ha a VOC/NO_x arány az 5,5 értéket meghaladja, azaz a NO_x kibocsátása és koncentrációja nem túlságosan magas.

A 8.3 ábrán a képződő ózon koncentrációja szerepel a kezdetben rendelkezésre álló NO_x és illékony szerves vegyület (VOC) koncentrációjának függvényében.

8.3. ábra - A képződő ózon koncentráció alakulása a kezdetben rendelkezésre álló NO_x és illékony szerves vegyület (VOC) koncentrációjának függvényében (Forrás: Sillman).

A képződő ózon koncentráció alakulása a kezdetben rendelkezésre álló NOx és illékony szerves vegyület (VOC) koncentrációjának függvényében (Forrás: Sillman).

Az ábrán a folytonos vonalak az ún. izopletek, azaz azonos ózonkoncentrációhoz tartozó adatpontok. Az ábrából kitűnik, hogy az ózonképződéshez szükséges két elővegyület (ún. prekurzor) közül a NO_x a fontosabb, hiszen alacsony kiindulási értékénél a szénhidrogén koncentráció növelésével sem lehet ózonkoncentráció növekedést elérni (az izopletek alsó szára párhuzamosan fut az x-tengellyel). Ez könnyen érthető, hiszen csekély intenzitással működik csak az ózontermelő körfolyamat. Ezzel szemben adott szénhidrogén koncentráció esetén a kezdeti NO_x koncentrációjának növelésével növekszik a képződött ózon mennyisége (átlépünk egyik izopletről a másikra). A kis VOC/ NO_x aránnyal jellemezhető tartomány szénhidrogén-limitált, míg a nagy aránnyal jellemezhető tartomány NO_x-limitált. Az ábra alapján értelmezhető az a jelenség is, hogy fotokémiai szmoghelyzetben hétvégén rendszerint magasabb az ózonkoncentráció, mint hét közben. Ennek az az oka, hogy a NO_x koncentrációja közel háromszor akkora mértékben csökken, mint a szénhidrogéneké. Ezáltal a VOC/ NO_x arány mintegy 30 %-kal növekszik, a gyors NO + O₃ reakció hatékonysága, illetve a gázfázisú salétromsav képződésének sebessége csökken, és a légköri ózon koncentrációja megnövekszik. Az ózon jellemző tartózkodási ideje a felszín közelében 10 óra körüli érték.

8.2 A fotokémiai szmog kialakulásának meteorológiai feltételei

8.2.1 A felszíni határréteg

A fotokémiai szmog mértékének meghatározásában a meteorológiai helyzet meghatározó szerepet játszik. A levegőszennyezés kémiáját és alakulását elsősorban a felszíni határréteg tulajdonságai és viszonyai befolyásolják. A határréteget felülről a hőmérsékleti inverzió zárja le, és benne a légköri nyomanyagok keveredése intenzív. Napnyugta után a hajtóerők csökkenésével a keveredési réteg lassan megszűnik, de előtte mintegy fél óráig tartó 1 km-es léptékű konvektív cellákra esik szét. Helyét átveszi az ún. éjszakai határréteg és felette az ún. maradvány réteg. Az éjszakai határréteg magassága a troposzféra alsó néhány száz méter magasságáig terjed, tiszta égbolt mellett, szélcsendes időben 100 méter magasságig. Ez a réteg stabil, mert benne a levegő hőmérséklete a magassággal emelkedik

Az éjszakai határréteg felett elhelyezkedő maradványrétegben a hőmérséklet a magassággal nem változik, ezért ez a réteg a stabilitás szempontjából semleges. Benne a keveredési réteg tulajdonságai valamennyire megőrződnek, de az éjszakai határréteggel való kapcsolata minimális, így a nap közben képződött vagy kibocsátott szennyező nyomanyagok átmeneti tározójaként szolgál.

A reggeli órákban a határréteg kiterjedésével a maradványrétegben halmozódó ózon visszakeveredik, de egyidejűleg a szennyezőanyagok kibocsátása is megindul, ami az előző napot meghaladó mértékű troposzferikus ózonképződést eredményezhet. Az ózoncsóva a felszín fölött 1–1,5 km-es magasságig is kiterjedhet, ahol már ózon ülepedési folyamatai nem érvényesülnek és az ózon tartózkodási ideje számottevően megnő. E magasságtartományban a szennyezés léptéke kiterjedtté válik, és hatalmas területeken akár 50–100 ppb ózonkoncentráció mérhető tartósan. Adott helyen és időben az ózon mennyiségének 50 %-a transzportból, a másik 50 %-a pedig a helyi kibocsátáshoz köthető fotokémiai folyamatokból származik. A nagyvárosokban hétvégeken az ózonkoncentráció jellemzően megnő. Ennek az az oka, hogy megváltozik a szénhidrogének és a NO_x aránya, kevesebb salétromsavgőz képződik és kevesebb ózon fogy.

8.2.2 Meteorológiai helyzet, időjárási feltételek

A fotokémiai szmog képződéséhez szükséges nagyléptékű (ún. szinoptikus) meteorológiai helyzet a magasnyomású légköri rendszerekhez kötődik. A magasnyomású légköri rendszerben a levegő a felső troposzférából lefelé áramlik, miközben a földfelszínen stabilis légállapot alakul ki. Ez kedvez a magas ózonkoncentráció kialakulásának, különösen akkor, amikor a magasnyomású légköri képződmény körül az anticiklonáris áramlás gyenge. Ilyen időjárási helyzetek gyakoriak Spanyolországban és a Kanári-szigeteken, de például Kelet-Ázsiában is. Los Angelesben is, a fotokémiai szmog névadó városában a Csendes-óceán partvidékén uralkodó magasnyomású légköri rendszer gyakran stabilizálja az agglomeráció fölött a keveredési réteget. A fotokémiai szmog kifejlődéséhez a kifejezetten gyenge helyi áramlási rendszerek is hozzájárulnak, amelyek a szennyezett levegőt változó irányban mozgatják (pl. a parti szél-tengeri szél jelensége). A fotokémiai szmog kifejlődéséhez rendszerint 5 ms^-1 alatti szélsebesség esetén van lehetőség. Nagyobb szélsebességnél ugyanis a keveredés miatt a lecsökken az ózonképződéshez szükséges gázfázisú elővegyületek koncentrációja, melynek következtében a fotokémiai szmog képződéséhez vezető fotokémiai reakciók sebessége is lecsökken. Völgyekben vagy hegységek az uralkodó széliránnyal átellenes oldalán több napig magas szennyezettség szint alakulhat ki. Ennek legjellemzőbb példája Mexikóváros, ami nagy magasságban és egy mély völgyben helyezkedik el.

A fotokémiai szmog kifejlődését a relatív páratartalom növekedése is befolyásolja, ez ugyanis a hidroxilgyökök képződési sebességével többé-kevésbé arányos. A keletkező hidroxilgyökök növelik a szénhidrogének fotokémiai oxidációjának sebességét, másfelől azonban növelik a NO₂ és az O₃ nyelő folyamatainak sebességét is (vagyis elősegítik a salétromsavgőz képződését). Utóbbi okból kifolyólag a magas relatív páratartalom a túlzottan magas ózonkoncentrációk kialakulását megakadályozza.

A felszínközeli troposzferikus ózon és az ultraibolya sugárzás intenzitása között szoros kapcsolat áll fenn, amennyiben a két mennyiséget körülbelül 2 órával eltolva ábrázoljuk. Ez a két óra jellemzően a troposzferikus ózon képződéséhez vezető reakciók időszükséglete. Nagyobb magasságban ez az összefüggés már nem áll fenn, jelezvén, hogy itt az ózon koncentrációját a légköri transzportfolyamatok is jelentős mértékben befolyásolják.

A fotokémiai szmog legnagyobb intenzitását tavasz végén és nyáron, nagynyomású légköri helyzetben, magas hőmérsékleten, felhőtlen és szélcsendes időben vagy gyenge légmozgás esetén éri el. A hőmérséklet hatása kettős: egyfelől megnöveli az ózon képződéséhez vezető reakciók sebességét, másfelől növeli az ózonképződés elővegyületei közül a növényzet által kibocsátott szénhidrogének (izoprén, monoterpének) mennyiségét. Például míg az izoprén (C₅H₈) növényzet általi emissziós tényezője 8,5 µg g^-1h^-1 25 ^oC-on, addig 30 ^oC-on ez az érték már 35 µg g^-1h^-1! A fotokémiai szmog kifejlődéséhez a beépített városi környezet is hozzájárul. Az ún. városi hősziget hatás a környezethez képest tovább növeli a léghőmérsékletet, míg a beépítettség akadályozza a légáramlást. E két hatás ellensúlyozza a zöldterületek csökkenéséből eredő hatást, és a kibocsátott többlet szénhidrogének hatására elősegíti a fotokémiai szmog képződését.

8.3 A fotokémiai szmog jellemzői

A fotokémiai szmog képződés másodlagos jellegét tekintve nem meglepő, hogy az ózon koncentrációja jóval magasabb nagyvárosok agglomerációs övezetében az ún. szennyezés csóvájába eső területeken, mint magában a városban. A koncentrációk közötti különbség 10 ppb vagy annál nagyobb is lehet. Természetesen az elsődleges levegőszennyezők (NO_x0, CO, SO₂) koncentrációjában pontosan fordított arány érvényesül. A különbség oka érthető, ha figyelembe vesszük, hogy városban jóval nagyobb a NO kibocsátás és koncentráció. A NO gyorsan reagál az ózonnal és csökkenti annak mennyiségét, míg a keletkező NO₂ csak egy részéből és időben is később keletkezik újra ózon.

A magasnyomású légköri rendszer kialakulásának kezdetén az ózonkoncentráció a normál 40 ppb körül alakul. Az ózonkoncentráció maximumát mindig a kora délutáni órákban éri el. Az ózonkoncentráció maximuma napról napra növekszik. Néhány nap elteltével a délutáni ózonkoncentráció szélsőséges esetben akár a 200 ppb-t is elérheti.

Tekintettel arra, hogy a troposzferikus ózon adott helyen a felső troposzférából, sőt a sztratoszférából is származhat, nem tekinthető a fotokémiai szmog kizárólagos indikátorának. Magashegységi területeken az év bizonyos időszakaiban (Európában jellemzően tavasszal), az ún. tropopauza-szakadás esetén a sztratoszferikus ózon lefelé irányuló transzportja olyan mértékű lehet, hogy fotokémiai aktivitás nélkül is akár több száz ppb ózonkoncentrációt lehet mérni („ózondús” levegő). A Zugspitzén például 1989-ben 390 ppb ózonkoncentrációt mértek. Ilyen „tiszta” körülmények között azonban az alacsony NOx koncentráció miatt a PAN koncentrációja is alacsony marad, az ózon/PAN arány 300–500 között alakul a tiszta levegő indikátoraként. Jellemzően ez az arány tényleges fotokémiai szmoghelyzetben akár 50 körüli érték is lehet.

A peroxiacetil-nitrát könnyfakasztó hatású, kellemetlen tulajdonságú vegyület, a fotokémiai szmog irritatív hatásainak egyik okozója.A peroxiacetil-nitrát (PAN) jellemző átlagos koncentrációja 100–250 ppt, de szmoghelyzetben akár 2 ppb is lehet. A PAN koncentrációja többé-kevésbé együtt változik az ózonnal, bár attól eltérően magasabb koncentrációban nemcsak a nyári időszakban fordulhat elő. Noha ilyenkor képződésének sebessége nagyobb, peroxiacetil gyökké és nitrogén-dioxiddá történő bomlásának sebessége is megnő, és a légköri koncentrációját e két folyamat sebességének aránya határozza meg. Az ózon és a PAN koncentrációja közötti korrelációt az is befolyásolja, hogy a PAN termikus bomlása gyorsabb, mint az ózon kémiai folyamatai, viszont magasabb koncentrációban a NO az ózont gyorsan kivonja, míg a PAN koncentrációját nem befolyásolja.

Az egyéb fotokémiai eredetű nyomgázok közül a legmagasabb a formaldehid, valamint a hangya és ecetsav koncentrációja, bár e vegyületeket a monitorozás során külön nem mérik. Ez utóbbi vegyületek koncentrációja akár 2 ppb is lehet. A hidrogén-peroxid jellemző koncentrációja 0,2–0,3 ppb, fotokémiai szmoghelyzetben 3 ppb körüli. Az ózonnal ellentétben növényekkel végzett kísérletek nem mutatták e vegyület káros hatását légköri előfordulási koncentrációjában. Napszakos ciklusa az ózon és a PAN ciklusát követi, kora délutáni maximális koncentrációval. Az erősen rákkeltő fenol és nitrofenol szintén a benzol fotooxidációjának stabilis terméke, a fotokémiai szmog indikátora lehet kb. 10 ppt-s maximális koncentrációjával.

A légkörben a legjelentősebb kondenzációra képes molekula a kénsav, amelynek új részecskék képződésében is meghatározó szerep jut. A főleg antropogén forrásokból származó gázfázisú kén-dioxid oxidációját a többi reaktív nyomgázhoz hasonlóan a hidroxilgyök végzi az alábbi mechanizmus szerint:

A gázfázisú reakcióban képződő salétromsavgőz és az ammónia reakciójában részecskefázisú ammónium-nitrát képződik:

A folyamat a szulfátrészecskék képződésével ellentétben megfordítható, és 15 ^oC feletti hőmérsékleten túlnyomórészt a gázfázisú alkotók lesznek jelen.

Az illékony szénhidrogének fotokémiai oxidációjával oxigéntartalmú, a kiindulási vegyületnél kisebb illékonyságú oxidáció termékek képződnek. Ezek a vegyületek többnyire egy vagy több karboxil-, aldehid-, keto-, alkohol- vagy nitro funkciós csoportot tartalmaznak. E reakciótermékek már nagyobb arányban kerülhetnek az aeroszolrészecskékbe. A legtöbb illékony szerves vegyület részecskeképző potenciálja csekély, ami azt jelenti, hogy a kibocsátott szerves vegyületek csak egy kis részéből képződhetnek aeroszolrészecskék. A jelentősebb részecskeképző vegyületek közé a cikloalkének, mono- és szeszkviterpének tartoznak, amelyeknél az oxidáció jellemzően addíciós mechanizmussal történik, és kis illékonyságú, két oxigéntartalmú funkciós csoportot tartalmazó vegyületek keletkeznek. E vegyületcsaládok esetében az ózonnal végbemenő reakció is jellemző, és aeroszol képződéshez vagy a részecskékre történő kondenzációhoz vezethet. Ezt egy egyszerű laboratóriumi kísérlet is szemléltetheti: egy zárt lombikba összemorzsolt friss tűlevél fölé ózont vezetünk, akkor hirtelen füstszerű anyag képződését tapasztalhatjuk a reakciótérben, mert a nagy koncentrációban keletkező oxidációs termékek iylen körülmények között új részecskéket hoznak létre.

8.4A troposzferikus ózon megfigyelések

Az ózont 1839-ben C. F. Schönbein, egy Bázelben élt kémiaprofesszor fedezte fel. Ezzel együtt azt is leírta, hogyan lehet megmérni a levegőben az ózon koncentrációját. Módszere kálium-jodid és keményítő oldatába áztatott szűrőpapíron alapult. Száradás után az ún. Schönbein-papírt 12–24 órára kitették a levegőre, közvetlen napfénytől és csapadéktól védve. Ezt követően a szűrőpapírt ismét megnedvesítették, és az ózon reakciójának köszönhetően kifejlődött kék szín alapján színösszehasonlító skálán határozták meg a levegő ózontartalmát. Az ózon a jodidot jóddá oxidálja, ami a jodid feleslegével trijodid-iont hoz létre. A trijodid és az amilóz komplexet képez, ami erős kék színt ad. A Schönbein-féle módszer csak félkvantitatív meghatározásra alkalmas, mert a leolvasott értéket a levegő nedvességtartalma és a jód hőmérséklettől függő elpárolgása befolyásolja. Ráadásul a módszer a többi redoxi reakcióhoz hasonlóan nemcsak az ózonra, hanem más oxidálószerekre is érzékeny. De a módszer vitathatatlan előnye, hogy egyszerűen kivitelezhető, azért Schönbein módszerét a XIX. sz. végén számos helyen használták.

A mérések azt mutatják, hogy ekkor Európában az ózon jellemző légköri koncentrációja 10–20 ppb volt. A Párizs déli részén található Montsouris park megfigyelőállomásán 1876. és 1910. között az ózon mérésére egy nedves kémiai módszert alkalmaztak, az arzenit ózon által arzenáttá történő jodiddal katalizált oxidációját, Soret 1854-ben kifejlesztett módszerét. Utólagos értékelés alapján a módszer az ózon koncentrációját ±3 %-os pontossággal tudta mérni (8.4 ábra).

8.4. ábra - A modern fotokémiai szmog kialakulását megelőző jellemző légköri ózonkoncentráció (Warneck, 1998).

Az ózonkoncentráció a megfigyelési időszakban 5 és 15 ppb között változott, átlagértéke 11 ppb volt. Ezek a mérések felbecsülhetetlen tudománytörténeti értékűek, mert ismert pontosságú módszeren alapulnak, és megbízható adatokkal szolgálnak közel 150 évvel ezelőtti ózonkoncentrációkról, azaz lényegében a modern fotokémiai szmog kialakulását megelőző légköri állapotokról.

1930-tól kezdődően már jóval több mérési adat áll rendelkezésünkre a múltbeli ózonkoncentrációról. Ezek a mérések már 20–30 ppb közötti jellemző ózonkoncentrációt jeleznek, ami magasabb, mint a Montsouris parkban fél évszázaddal korábban mért adatok. A múlt század második felében bekövetkező további jelentős mértékű ózonkoncentráció növekedés jól megfigyelhető a 8.4 ábrán, ami 1988. után mért koncentrációkat hasonlít össze az adott állomáson 1956. előtt mért értékekkel.

Az adatok összehasonlításából kitűnik, hogy az ózon háttérkoncentrációk kevesebb mint egy fél évszázad alatt megháromszorozódtak. A legkorábbi modern folyamatos ózonkoncentráció mérés a Balti-tenger partján található Arkona állomáson kezdődött 1956-ban. Nem sokkal ezután a Német Meteorológia Szolgálat indított ózonméréseket a 900 m-es magasságban található Hohenspeissenberg állomáson.

8.5. ábra - A troposzférikus ózon koncenrációjának változása a Föld különböző mérőállomásain (Forrás: Deutscher Wetterdienst).

A 8.5 ábrán megfigyelhető, hogy az ózon koncentrációjában nyári maximum és téli minimum van, és az egyes évek között jelentős különbség mutatkozik. Az itt és azóta más állomásokon is rendelkezésre álló mérési adatok szerint az ózon háttérkoncentrációja napjainkban is folyamatosan növekszik. Az ózon oszlopkoncentrációját (egységnyi területi légoszlopban található ózon mennyiségét) ma már műholdak mérik. Ezekből a majdnem globális megfigyelésekből kitűnik, hogy mérsékelt égövön az ózonkoncentráció nagyobb, mint a trópusi övben, és az északi félteke iparosodott területei felől hatalmas szennyezőcsóvák nyúlnak be mélyen az óceánok fölé. A száraz évszakban pedig Nyugat-Afrika partvidékétől hózódik hatalmas, magas ózonkoncentrációjú csóva az Atlanti-óceán fölé.

Az északi félgömb ózonkoncentrációjában a megfigyelések szerint enyhén növekvő trend észlelhető, alacsonyabb tengerszint feletti magasságokban 1 % év^-1 mértékű, a felső troposzférában markánsan nagyobb. A déli félgömbön ezzel szemben gyakorlatilag nem érzékelhető változás, kivéve az Anktarktiszt, ahol 0,5 % év^-1 csökkenő tendencia figyelhető meg.

A fotokémiai szmog intenzifikálódásának trendje egyáltalán nem meglepő, ha figyelembe vesszük, hogyan alakult az elmúlt évszázadban a képződéséhez szükséges elővegyületek kibocsátása. Az ózon elővegyületei közül például csak az Egyesült Államokban 1985-ben 18,6 millió tonna NO_x-et és és 20 millió tonna szénhidrogént bocsátottak ki emberi tevékenység közreműködésével. Ehhez járulhatott a becsült természetes szénhidrogén kibocsátás mintegy 27 millió tonna mértékben. 1900-hoz képest a NO_x kibocsátás meghétszereződött, a szénhidrogén kibocsátás pedig megduplázódhatott. A tüzelőanyag tömegegységére vetített fajlagos kibocsátás értéke mindkét elővegyület esetében a múlt század utolsó évtizedében 10 g kg^-1 körüli érték volt. A repülőgépek fajlagos NOx-kibocsátása ennél jellemzően magasabb (15 g kg^-1). Ráadásul a repülőgépek kibocsátásának tekintélyes része a felső troposzférára esik, ahova egyébként a felszíni forrásokból kibocsátott NO_x nem jut el rövid élettartama miatt. A felső troposzférában, a nyelő folyamatok lassússága miatt a NO₂ tartózkodási ideje rendkívüli mértékben megnő. Ez azt jelenti, hogy ilyen körülmények között egy NO_x molekula körülbelül 100 molekula ózont képes termelni, mielőtt salétromsavgőzzé oxidálódna. Ugyanez az arány a felszín közelében mindössze 8–10 ózonmolekula.

8.5 Felhasznált irodalom

Deutscher Wetterdienst, Near Surface Ozone, (http://www.dwd.de/)

Sillman S., Overview: Tropospheric ozone, smog and ozone-NOx-VOC sensitivity. (http://www-personal.umich.edu/~sillman/ozone.htm)

Warneck P., (1998) Chemistry of the natural Atmosphere, Academic Press, ISBN: 0-12-735632-0

8.6 Kérdések

Hogyan képződik a hiroxil-gyök a troposzférában?

Mennyi a szén-monoxid átlagos tartózkodási ideje?

Mi az izoplet?

Milyen meteorológiai helyzetek járulnak hozzá a fotokémiai szmog kialakulásához,

Mikor és ki fedezte fel az ózont?

Milyen évszakos eloszlása van a troposzférikus ózonnak?

9. fejezet - A levegőszennyezés egészségügyi hatásai

Tartalom

9.1 A légszennyező anyagok hatása az emberi szervezetre

9.2 A szennyezőanyagok légköri határértéke

9.3 A légköri nyomanyagok egészségkárosító hatása

9.3.1 Nyomgázok
9.3.2 Aeroszol részecskék
9.3.3 Belső terek levegőjében fontos légszennyezők

9.4 Felhasznált és ajánlott források

9.5 Kérdések

A tiszta levegő az emberi élet és egészség egyik alapja. A környezet- és levegővédelmi intézkedések és beruházások ellenére, főként az energiatermelésből és a közlekedésből származó légszennyezés még mindig az emberi egészség egyik legnagyobb kockázati tényezője. A közelmúltban végzett epidemiológiai vizsgálatok (WHO) eredményei szerint Európában több százezer korai haláleset oka volt a légszennyezés. Légszennyezésről akkor beszélünk, amikor az emberi tevékenység következtében olyan mértékben megváltozik a légkör természetes összetétele, amely visszahat a környezetre, az egészségre.

A légszennyező anyagok (nyomgázok és aeroszol részecskék) sokféleképp hatnak az élő szervezetre: az irritációtól, zavaró szaghatástól kezdve, mérgező, esetleg rákkeltő hatásuk miatt akkut és hosszú távú megbetegedést (halált) is okozhatnak. Az emberi szervezetben a belélegzett szennyező anyagok lerakódnak a tüdőben, feloldódhatnak, esetleg a vérárammal a szervezet különböző részeibe eljutva, közvetlen egészségi hatásokat fejthetnek ki. E mellett, a különböző anyagok közvetett módon is kihatnak az egészségre. Az egészségre káros légszennyező anyagok hatása lehet rövid-, illetve hosszútávú is. A légkörből a felszínre ülepedett szennyezőanyagokat a növények és az állatok is felvehetik, valamint belekerülhetnek az ivóvízbe, végül a táplálékláncon keresztül az emberi szervezetbe kerülhetnek. Ezen kívül, a légköri nyomanyagok és szennyezőanyagok a talajt, a növényeket, az állatokat közvetlenül befolyásolják, ezáltal hatással vannak az ökoszisztéma egészének szerkezetére és működésére.

A külső levegő összetételét sok tényező együttesen befolyásolja, s a légszennyezést általában számos nyomanyag keveréke hozza létre (9.1 ábra). A helyi források (pl. közlekedés, fűtés, ipari tevékenység) mellett, azonban a légköri transzport szerepe sem hanyagolható el, hiszen ennek segítségével a légkörbe jutó komponensek forrásuktól távolra kerülhetnek, és hozzájárulnak a levegő „általános” állapotához. Ez az oka annak, hogy pl. Európa sok országában hasonló légszennyezettségi problémával küzdenek.

9.1. ábra - Külső és belső terek légszennyező anyagai

A különféle belső terekben sok időt töltünk, ezért a belső terekben a légszennyezés komolyan befolyásolhatja az egészséget. Otthonokban, munkahelyeken, és egyéb helyeken a legfontosabb, és a legközvetlenebb légszennyező forrás a dohányzás, amely nem csak a dohányzó embereket, de a közös légtérben tartózkodó nem dohányosokat is veszélyeztet (passzív dohányzás). Ezen kívül, az egyes munkahelyeken specifikus szennyezőanyagok szerepe is igen jelentős.

9.2. ábra - Belső terek légszennyező anyagai.

Általában elmondható, hogy a belső terek levegőjében a külső levegőnél lényegesen nagyobb koncentrációban fordulhat elő pl. a fűtésből és dohányzásból származó nitrogén-dioxid és szén-monoxid, valamint tisztítószerekből felszabaduló formaldehid, illetve az építőanyagokból a levegőbe kerülő radon (9.2 ábra).

9.1 A légszennyező anyagok hatása az emberi szervezetre

Az egyes emberek szervezete különbözőképpen reagál a légszennyező anyagokra, egyesek érzékenyebbek (pl. gyerekek, idősek), míg mások kevésbé. Az asztmás és egyéb légzőszervi, vagy keringési betegségben szenvedők számára jelentős kockázatot jelenthet a légszennyező anyagok koncentrációjának növekedése.

A légszennyezés egészségre gyakorolt hatása az ún. kitettségtől, expozíciótól függ. Az expozíciót (E) az adott anyag koncentrációja (C) és e koncentráció fennállásának ideje (t) határozza meg.

Rövidtávú hatások közé tartozik a szem, az orr és a torok irritációja, a felső légúti megbetegedések (pl. hörghurut, vagy bronchitis, tüdőgyulladás, vagy pneumonia). Ezeken kívül a légszennyezés hatása fejfájásban, émelygésben, hányingerben és allergiás reakciók kiváltásában is jelentkezhet. A levegőszennyezés hosszútávon krónikus légúti betegségeket, tüdőrákot, szívbetegséget, agy-, idegrendszer, máj-, vagy vesekárosodást okozhat.

Az ember szervezetben a légszennyező anyagok káros hatására a légzőrendszer a legérzékenyebb. A légzéssel átlagosan naponta 10-20m³ levegőt lélegzünk be, amely életünk során mintegy 400 ezer m³-t tesz ki. A légzőrendszer vázlata a 9.3 ábrán látható. Részei az orr, a garat, a gége, a légcső és a tüdő. A levegő az orrüregen (vagy a szájon) keresztül lép a szervezetbe. Az orrüreg egyik lényeges funkciója, hogy a légszennyező anyagok, pontosabban a légköri aeroszol részecskék, egy részét eltávolítja a belélegzett levegőből. A levegő ezután a garaton és a gégén továbbhaladva jut a légcsőbe. A légcsövet nyálkahártya borítja, belülről a csillószőrök találhatók benne, amelyek visszasöprik a szennyeződéseket (aeroszol részecskék egy részét) a garatba. A légcső kettéágazik, a jobb és a bal főhörgőkön keresztül kerül a levegő a tüdőbe. A tüdő a főhörgőknek megfelelően, lebenyekre, a lebenyek is kisebb egységekre, szegmentumokra tagolódnak. A főhörgők a tüdőben lebenyhörgőkre, majd szegmentum hörgőkre, és hörgőcskékre ágaznak el. A hörgőcskékből szőlőfürtszerűen nyílnak a tüdő léghólyagocskák (alveolusok). Ezek felületen történik a légcsere.

9.3. ábra - A légzőrendszer vázlatos rajza.

Tüdőnkben a belélegzett levegő közvetlen kapcsolatba kerül a vérárammal, amely elsődlegesen a sejtek működéséhez szükséges oxigént szállítja, illetve az anyagcsere során keletkező szén-dioxidot szállítja el. A tüdőnk sejtjei ezért közvetlenül sérülhetnek egyes szennyezőanyagok (pl. ózon, különböző fémek, szabadgyökök) hatására. Emellett, a tüdőszövet sok bioaktivációs enzimet tartalmaz, amelyek a szerves légszennyező anyagokat reaktív vegyületekké alakíthatják át, s így másodlagos tüdőkárosítást okozhatnak. (A bioaktiváció olyan anyagcsere-folyamat, amelyben egy viszonylag inaktív vegyületből kémiailag aktív termék képződik.) A tüdő szövetei vérben igen gazdagok, ezért a toxikus anyagokat és a szervezetben keletkező reaktív vegyületeket elszállítják a különböző szervekhez.

9.2 A szennyezőanyagok légköri határértéke

Az emberek egészségének védelmét szolgálják az ún. egészségügyi határértékek, amelyeket az ismert, vagy a valószínűleg veszélyes légszennyezőanyagokra állapítanak meg. A határértékek általában egyedi vegyületekre vonatkoznak. A „való életben” azonban a komponensek keverékével találkozunk, amelyeknek additív, szinergikus, esetleg ellentétes hatásuk van.

A szennyezőanyagok légköri határértékét koncentrációban, vagy ülepedésben lehet kifejezni, amely mindkét esetben adott átlagolási időre vonatkozik (lásd expozíció). Adott szennyezőanyag határértékét epidemiológiai vizsgálatok (az expozíció és a szervezet által adott válaszok) alapján állapítják meg. Az emberi egészségre vonatkozó határértékek azt a koncentrációt, vagy ülepedést jelzik, amelynél kisebb koncentráció, vagy ülepedés értékeknél nemkívánatos, káros, vagy indirekt hatás nem várható.

Az ENSZ Egészségügyi Világszervezete az emberi egészséget károsan befolyásoló légszennyező komponensek közül 35 anyagot említ, amelyeket a 9.1 táblázatban találunk. A WHO ajánlásai alapján, az egyes államok saját, az adott országban érvényes egészségügyi határértékeket állapítanak meg. A 9.2 táblázat a Magyarországon hatályos egészségügyi határértékek közül a kiemelt jelentőségűeket mutatja. A táblázat adataiból jól látszik, hogy az expozíciós idő mennyire befolyásolja a normaértékeket. Rövidebb időtartamhoz (pl. 1 óra) alatt nagyobb koncentrációk, míg hosszabb időszak alatt (pl. 1 év) lényegesen kisebb határértékek jelzik az egészségügyi kockázat határát.

9.1. táblázat - A legfontosabb légszennyező anyagok (WHO, 2000).

9.2. táblázat - A Kiemelt jelentőségű légszennyező anyagok Magyarországon hatályos egészségügyi határértékei (Vidékfejlesztési Minisztérium).

9.3 A légköri nyomanyagok egészségkárosító hatása

9.3.1 Nyomgázok

Külső levegőben a nitrogén-dioxid (NO₂) természetes éves háttérkoncentrációja 0,4-9,4 µg/m³, míg az átlagos koncentráció a 20-90 µg/m³ tartományban van. Az órás maximum koncentráció elérheti akár 75-1015 µg/m³-t. Belső terekben, pl. gázfűtéses, szellőztetés nélküli helyiségekben, az átlagos koncentráció meghaladhatja a 200 µg/m³-t is.

Az NO₂ reakcióképes, erősen oxidáló, korrozív hatású gáz. A nedves légúti nyálkahártyához kapcsolódva salétromos-, ill. salétrom-savvá alakul, és helyileg károsítja a szövetet. Másrészt, felszívódva a véráramba jut, ahol a hemoglobin molekulát methemoglobinná oxidálja, így az nem képes oxigént szállítani a szervekhez. Heveny mérgezés tünetei a kötő- és nyálkahártya izgalom, köhögési, hányási inger, fejfájás, szédülés. A tünetek 1-2 órán belül lezajlanak, majd több órás tünetmentes időszak után kifejlődik a tüdővizenyő és a tüdőgyulladás. Szabad légköri körülmények között heveny mérgezés nem fordul elő. Huzamos hatás tünetei, hogy az NO₂ csökkenti a tüdő ellenálló képességét a fertőzésekkel szemben, súlyosbítja az asztmás betegségeket, gyakori légúti megbetegedéshez, idővel pedig a tüdőfunkció gyengüléséhez, vérkép elváltozásokhoz vezethet.

A szén-monoxid(CO) háttérkoncentrációja 0,06 mg/m³ és 0,14 mg/m³ (0,05-0,12ppm) közötti. Jelenetős forgalmú európai városok levegőjében a 8 órás átlagkoncentráció általában kisebb, mint 20 mg/m³ (17ppm). Természetesen rövidebb időszak alatt akár 60 mg/m³ (54ppm) is előfordulhat. A járműveken belül általában nagyobb koncentrációban van jelen, mint a külső levegőben. Bizonyos létesítményekben (pl. földalatti parkolók, alagutak) időnként ennél jelentősen nagyobb CO koncentráció 115 mg/m³, vagy 100 ppm) is mérhető. Gázfűtéses lakásokban a szén-monoxid koncentrációja elérheti a 60-110 mg/m³-t (53-100ppm) is. A szén-monoxid szintje a dohányfüsttel szoros kapcsolatban van. A dohányfüst a zárt helyeken (lakások, munkahelyek, járművek, éttermek) a szén-monoxid átlagkoncentrációját lényegesen megnövelheti.

A szén-monoxid könnyen átdiffundál a léghólyagocskák, a kapillárisok és a placenta membránján. A CO egyrészt a véráramban lévő hemoglobin molekulával lép reakcióba, melyhez kapcsolódva kiszorítja az oxigént. A hemoglobin szén-monoxid hemoglobinná alakul, ami az idegrendszer és a szívizom oxigénhiányát okozza. Másrészt, az agy kéreg alatti központjait “támadja”. A heveny mérgezés tünetei a fejfájás, a nehéz légzés, szívműködési zavarok, súlyos esetben az eszméletvesztés és a légzésbénulás. A túlélő betegeknél gyakori a lassan gyógyuló idegi károsodás. Heveny mérgezés szabad légköri körülmények között nem fordul elő. Az idült hatások tünetei a fejfájás, a szédülés, az álmatlanság, a szívtáji fájdalmak, az idegrendszeri tünetek, a szívinfarktus gyakoriságának növekedése. Természetesen, a dohányosok vérében a szén-monoxid hemoglobin tartalom tartósan nagyobb.

Európában és É-Amerikában a kén-dioxid (SO₂) koncentrációja az elmúlt évtizedek alatt folyamatosan csökkent. Az éves átlagos koncentrációja 20-60 µg/m³ (7-21 ppb), a napi átlag időnként meghaladja a 125 µg/m³-t (44 ppb). E koncentrációk 5-10-szerese is előfordulhat nagyvárosokban, ahol fűtésre, főzésre még széleskörűen használják a kőszenet, vagy olyan ipari források közelében, ahol a füstgázból nem távolítják el a kén-dioxidot. Bizonyos körülmények között a 10 perces SO₂ átlagkoncentráció elérheti az 1-2 mg/m³-t (0,35-0,70 ppm-t) is.

A kén-dioxid belélegzéskor a nedves légúti nyálkahártyán adszorbeálódik, és savas kémhatása miatt izgató hatású. A véráramba jutva a hemoglobint szulf-hemoglobinná alakítja, gátolja az oxigénfelvételt. Heveny hatása során irritálja az orr-, a toroknyálkahártyát és a tüdőt, köhögést, váladékképződést, asztmás rohamokat okozhat. Krónikus esetben a SO₂ légzőszervi betegségeket, pl. hörghurutot (bronchitist) okozhat.

Az ózon (O₃) erősen oxidáló hatású gáz, fotokémiai folyamatokban keletkezik. Az egészségre, a troposzférában található ózon ártalmas. A háttérkoncetrációja 40-70 µg/m³ (20-35 ppb), de időnként az órás értékek ennél lényeges nagyobbak lehetnek (120-140 µg/m³, vagy 60-70 ppb). Fotokémiai szmog helyzetben a háttérterületeken a 300 µg/m³ (150 ppb), városokban a 350 µg/m³ (180 ppb) értéket is meghaladhatja az ózon koncentrációja. Rövid expozíciós idő alatt is irritálja a szemet, az orr- és toroknyálkahártyát, köhögést és fejfájást okoz. Krónikus hatás esetén hozzájárul az asztma kialakulásához és csökkenti a tüdőkapacitást.

A formaldehid (CH₂O) ugyancsak fotokémiai reakciókban keletkezik, elsősorban a közlekedés során kikerülő gázokból. Belélegezve, a nyálkahártya, a kötőhártya felszínéhez kötődik, és a szövetek fehérjéit elroncsolja. Nagyobb koncentrációja köhögést, légzési nehézséget okoz. Huzamos expozíció során bronchitis alakulhat ki. Elősegíti a kórokozók, rákkeltő anyagok behatolását a légutakba.

A benzol (C₆H₆) a szervezet lipidekben gazdag szöveteiben (idegrendszer, csontvelő, mellékvese, zsírszövet) halmozódik fel. Heveny hatás légköri levegőben nem fordul elő. Krónikus mérgezésben vérképzőszervi elváltozások, fehérvérűség, nyirokszervi daganatok fejlődhetnek ki, rákkeltő hatású. Gyakorlatilag nem állapítható meg olyan szintje, amelynél nincs egészségügyi kockázat.

9.3.2 Aeroszol részecskék

A légköri aeroszol részecskék egészségre gyakorolt hatása sokrétű. Jelentős expozíció huzamos fennállása esetén bronchitist, és a tüdőfunkció csökkenését idézheti elő. Az aeroszol részecskék komplex kémiai összetételük, nagyságuk (nagyság szerinti eloszlásuk) következtében, a részecskékhez köthető egészségügyi kockázatok vizsgálata, a határértékek megállapítása nem egyszerű feladat. A légköri aeroszol elnevezését többféleképpen találhatjuk meg a szabályozást és a határértékeket tartalmazó kormányrendeletben. TSPM (Total Suspended Particulate Matter) a részecskék összes tömegkoncentrációját (összes lebegő portartalom), míg a PM₁₀ és a PM_2,5 a rendre 10µm-nél és 2,5µm-nél kisebb részecskék tömegkoncentrációját jelenti.

A légköri aeroszol részecskék mérete több nagyságrenden belül változik, ezért kiülepedésükre a légzőrendszer különböző tartományaiban számíthatunk. Epidemiológiai vizsgálatok eredményeit összegzi a 9.4 ábra, amelyen megfigyelhető, hogy a belélegzett, különböző méretű részecskék milyen hatékonyan ülepednek ki a légzőrendszer egyes szakaszaiban. A vizsgálatok szerint, az egészségre a 10 µm-nél kisebb (PM₁₀) méretű részecskék jelentik a legnagyobb veszélyt, mert lejutnak a mélyebb légutakba. A légzőrendszerbe kerülő, s ott kiülepedő részecskék mérete függ a légzés sebességétől és mélységétől is. A 9.4 ábrán alvás (vékony vonalak) és intenzív sport tevékenyég (vastag vonalak) esetén is látható a részecskék kiülepedésének hatékonysága.

9.4. ábra - A részecskék kiülepedésének hatékonysága a légzőrendszer különböző részeiben, eltérő fizikai aktivitás esetén. (Cassee, F.R.: „Heterogeneity in toxicity of particulate matter collected across Europe” alapján).

A részecskék kiülepedésének hatékonysága a légzőrendszer különböző részeiben, eltérő fizikai aktivitás esetén. (Cassee, F.R.: „Heterogeneity in toxicity of particulate matter collected across Europe” alapján).

A mellkason kívüli szakaszban (orr- és szájüreg, gége, garat) a nanoméretű részecskék és a durva részecskék is jelentős mértékben megkötődnek. Érdekes, hogy nyugalmi állapotban a légzőrendszerünk jóval hatékonyabban szűri ki ezeket a részecskéket, mint intenzív légzéskor. A durva részecskék kisebb hányada jut el, és kötődik meg a légcsőben és a hörgőkben, viszont a nanorészecskék jelentős része e szakaszban ülepszik ki, különösen intenzív légzéskor. Az is megfigyelhető, hogy a kikerülő részecskék mérete is eltér a különböző légzésmódok között, intenzív légzés esetén kisebb részecskeméretnél van az ülepedés maximuma. Végül, a léghólyagokig (alveusokig) eljutó, és ott kikerülő részecskék többsége a pár tíz nanométeres mérettartományban található. Intenzív légzéskor a kiülepedés hatékonyabb, és kisebb méretű részekéknél található a maximuma.

Az aeroszol részecskék önmagukban (a toxikus, karcinogén, mutagén komponensek nélkül) is kockázatot jelentenek az egészségre. Ingerlik, esetleg sértik a szem kötőhártyáját, a felső légutak nyálkahártyáját. A tüdőelváltozást befolyásolja a belélegzett aeroszol mennyisége, fizikai tulajdonságai és kémiai összetétele. A részecskék belégzése a légzőszervi betegek (asztma, bronchitis) állapotát súlyosbítja, csökkenti a tüdő ellenálló képességét a fertőzésekkel, toxikus anyagokkal szemben.

Az aeroszol részecskék összetételében azonban számos toxikus komponens is megtalálható, és az egészségre gyakorolt hatást a toxikus anyagok nagymértékben befolyásolják. A teljesség igénye nélkül, a részecskék különféle szerves vegyületet (pl. policiklusos aromás szénhidrogének, PAH-ok), nehézfémeket (pl. ólom, kadmium, króm), egyéb mérgező elemeket (pl. arzén), savas karakterű vegyületeket (pl. szulfát-, nitrátvegyületek), azbesztet, kormot tartalmazhatnak. A részecskék között baktériumok, vírusok, gombák is találhatók, amelyek ugyancsak a légzőrendszerbe, a szervezetbe juthatnak.

A PAH elnevezés olyan vegyületcsoportot jelöl, amelybe több száz szerves vegyületek tartozik. E csoportba a policiklusos aromás szénhidrogének mellett, ezek származékait (pl. nitro-PAH-ok, oxidált termékek) és az ún. heterociklusos PAH-okat is beleértik. PAH vegyületek főleg közlekedési eredetűek. Ugyanakkor a több száz vegyület biológiai tulajdonságairól sajnos még keveset tudnak. A PAH-ok közül a legtöbbet vizsgált vegyület a benz[]pirén (BaP), ezért a PAH-ok toxicitásának jellemzését e vegyületre vonatkozóan adják meg. A BaP évi átlagos koncentrációja nagy európai városokban 1-10 ng/m³, míg háttérlevegőben kisebb, mint 1 ng/m³. A PAH-ok sokféle, az egészséget károsan befolyásoló hatást válthatnak ki. Mutagén és rákkeltő hatásúak lehetnek, illetve befolyásolhatják az immunrendszert, a szaporodóképességet és az utódok fejlődési rendellenességeit is okozhatják. Ezen kívül, szerepet játszhatnak az érelmeszesedés kifejlődésében.

A természetben sokféle arzén-tartalmú (As) szerves és szervetlen vegyület fordul elő. Az arzén légköri koncentrációja háttérterületeken 1-10 ng/m³ közötti, nem szennyezett városi levegőben pár ng/m³-tól 30 ng/m³ mennyiségben található. Kibocsátó források (pl. színesfémkohászat, szénerőművek) közelében az As légköri koncentrációja meghaladhatja az 1 µg/m³-t is. A szervetlen As-vegyületek lokális, vagy akár szervezet egészében akut és krónikus hatásokat válthatnak ki, belélegzéssel pl. tüdőrákot okozhatnak.

Az azbeszt beltéri és kültéri koncentrációja kevesebb, mint 100-tól több ezer szál/m³ között változik. Belélegzése azbesztózist (azbeszt-tüdő), tüdőrákot és mezoteliómát (egyes szerveket borító savós hártyák – pl. mellhártya, szívburok, hashártya – sejtjeiből kiinduló jó-, vagy rosszindulatú daganat) okozhat. A külső levegőben található azbeszt koncentráció nem okoz azbesztózist, ugyanakkor nem lehet kizárni, hogy tüdőrák és mezotelióma kialakulásában ez a koncentráció is kockázatos lehet.

A kadmium (Cd) általában táplálékkal és dohányzással kerül az emberi szervezetbe. A légkörben lévő kadmium száraz, vagy nedves ülepedéssel a felszínre kerül, s így lép be a táplálékláncba. A vese működésének zavarát, tüdőrák kialakulását okozhatja.

A króm speciális nyomelem, a szervezetre kifejtett hatása erősen függ attól, hogy milyen kémiai formában található. A króm(III) vegyületekben előfordulva, az emberi és állati szervezetek számára ún. esszenciális (létfenntartáshoz szükséges) elem, ugyanakkor, króm(IV) formában erősen toxikus és rákkeltő hatású. A rákkeltő hatás elsősorban a hörgőket érinti.

Az ólom (Pb) is súlyosan mérgező hatással lehet a szervezetre. Gátolja a hemoglobin képződését, erősen károsítja az idegrendszert, a veseműködést, a béltraktust, az ízületeket és a reproduktív (szaporodási) rendszert. Tartós hatás esetén különösen a gyermekek idegrendszerét károsítja. Városokban a légköri koncentrációja jellemzően 0,15 és 0,5 µg/m³ közötti, míg egyéb helyeken 0,15 µg/m³ alatti.

9.3.3 Belső terek levegőjében fontos légszennyezők

A belső terekben a legnagyobb jelentőségű szennyezőanyag a dohányfüst. A dohányfüst akár több ezer vegyület komplex keveréke, amelyek aeroszol részecskékként és gőzállapotban vannak egyidejűleg jelen. Emiatt a dohányfüst „egészét” nem lehet közvetlenül mérni, s különböző jellemző komponens, mint pl. a nikotin, vagy a belélegezhető (respirábilis) részecskék, koncentrációjával jellemzik. Pl. lakásokban a nikotin koncentrációja rendre 1-10 µg/m³ lehet, munkahelyeken akár 30 µg/m³, sőt éttermekben, bárokban még ennél sokkal nagyobb koncentrációban is előfordulhat. A dohányzáshoz köthető respirábilis részecskék koncentrációja lakásokban pár µg/m³-tól 500 µg/m³ változhat, munkahelyeken általában kisebb, mint 100 µg/m³, ugyanakkor éttermekben akár az 1 mg/m³-t is meghaladhatja.

A dohányfüst a passzív dohányzók számára is veszélyt jelent, a különféle egészséget befolyásoló hatás kockázatát növeli. A dohányfüst elsősorban tüdőrákot okoz. Epidemiológiai vizsgálatokban kimutatták, hogy passzív dohányzóknál a szív- és érrendszeri megbetegedések (halál) bekövetkeztének esélye nő. A dohányfüst alkotói irritálják a szemet és a légzőrendszert. A dohányzás növeli a tüdőgyulladás, a hörghurut, a bronchiolitis és a középfül gyulladásának kockázatát. Asztmás gyerekek esetében az asztmás rohamok gyakoriságát és súlyosságát növeli. Ezeken kívül, a csecsemők születési súlyát is csökkenti.

A természetes és mesterséges szálak főleg a házak, lakások szigeteléskor kerülnek a lakások levegőjébe (9.5 ábra). Üvegszálak, üveggyapot és ásványi gyapot szálak, salak gyapot szálak, kerámia szálak és speciális célú szálak (üveg mikroszálak) tartoznak e csoportba. A házak szigetelésekor koncentrációjuk százezer és kétmillió szál/m³ közötti is lehet, míg a külső levegőben csak 2 szál/m³ (háttérlevegő) és 1700 szál/m³ (városok közelében) a koncentrációjuk. Főként a 3µm-nél nagyobb átmérőjű szálak okozhatják a bőr, a szemek és a felső légutak irritációját, gyulladását.

9.5. ábra - A természetben előforduló, ásványi eredetű azbesztszál (fotó: Czigány Tibor, szerző engedélyével).

Sok országban az ionizáló sugárzás többségét a radon és leányelemei (a radioaktív bomlási sorban keletkező elemek) okozzák. A radon radioaktív nemesgáz. A radon gáz és leányelemei mindig jelen vannak a lakóhelyiségek légterében és kisebb koncentrációban a szabad levegőben is. A radon forrása a kőzetekben (talajokban) található rádium. A rádium bomlásakor keletkező radon gáz halmazállapotú, a talaj repedésein feljuthat a felszínre (amelyet emanációnak neveznek). A szabad légtérben a radon koncentráció gyorsan felhígul, zárt térben azonban igen nagy koncentráció is kialakulhat. A lakóépületekben a radon koncentrációja elsősorban a talajból történő emanáció mértékétől, továbbá az épület anyagától függ. Az európai országokban az átlagos koncentráció 20-100 Bq/m³ közötti, de egyes területeken lényegesen nagyobb koncentrációja is lehet. (A bequerel (Bq) a radioaktív források aktivitásának mértékegysége, és a másodpercenként történő bomlások számát jelöli.) Vizsgálatok szerint, nagy radon expozíciójú lakások esetében a tüdőrák kialakulásának esélye nagyobb. Az egészségkárosító hatás hosszútávon, 10-30 éves időtartam után fejti ki hatását. A dohányfüst és a radon együttesen megnövelik, a vizsgálatok szerint megsokszorozzák a tüdőrák esélyét.

9.4 Felhasznált és ajánlott források

A vidékfejlesztési miniszter 4/2011. (I. 14.) VM rendelete a levegőterheltségi szint határértékeiről és a helyhez kötött légszennyező pontforrások kibocsátási határértékeiről

Air Quality Guidelines for Europe (2000). WHO Regional Publications, European Series, No. 91

http://www.kvvm.hu/olm/

Mészáros E. (1993): Légkörtan. Veszprémi Egyetemi Kiadó, Veszprém.

9.5 Kérdések

Mikor beszélhetünk légszennyezésről?

A légszennyező anyagok milyen módon befolyásolják az emberi egészséget?

Belső terekben mi a legfontosabb légszennyező forrás?

Mitől függ adott légszennyező anyag egészségre gyakorolt hatása?

Levegőszennyezés esetén az emberi szervezet mely része a legérzékenyebb?

Mi a szerepük, és hogyan kell értelmezni az egészségügyi határértékeket?

Milyen fontos csoportjai vannak a légszennyezőanyagnak?

10. fejezet - A levegőminőség szabályozása, várható változások

Tartalom

10.1 A levegőminőség szabályozásának feltételei és problémái

10.2 A levegőminőség javításának kezdeti lépései: a gépjárművek kibocsátásának szabályozása

10.3 Az Európai Unió levegőminőségi irányelvei

10.4 A levegőminőség javításának 2002-ben elfogadott Európai Uniós szabályozása

10.4.1 A környezeti levegő monitorozására vonatkozó előírások
10.4.2 A levegőminőség nem megfelelőségének értékelése és intézkedési kötelezettségek

10.5 A levegőminőség javításának lehetőségei

10.6 Felhasznált Irodalom

10.1 A levegőminőség szabályozásának feltételei és problémái

A levegőminőség javításának elengedhetetlen feltétele a légszennyező források azonosítása. Ezzel egyidőben meg kell határozni a kibocsátás és a levegőszennyezők anyagok légköri koncentrációja közötti összefüggést, ami a források mellett a nyelő folyamatok intenzitásától is függ. Nem reakcióképes, de ugyanakkor rövid légköri tartózkodási idejű inert nyomanyagok esetén van esély arra, hogy többé-kevésbé lineáris összefüggést kapjunk: ilyenre példa az ólomvegyületek esete, amelyek koncentrációja egyenes arányban csökkent a kibocsátással az ólomtartalmú üzemanyagok forgalomból történt kivonásakor. Kémiailag reaktív vegyületek esetén a kibocsátás és a légköri koncentráció között többnyire erősen nemlineáris a kapcsolat, legjobb példa erre az ózon, amelynek koncentrációja bonyolult módon függ elővegyületeinek, a NO_x-nak és az illékony szerves vegyületeknek kibocsátásától.

Esettanulmány: a szén-monoxid koncentrációjának szabályozása.

A szén-monoxid a széntartalmú tüzelőanyagok tökéletlen égéséből származó szervetlen nyomgáz. Az Európai Unióban és az Egyesült Államokban éves átlagban a CO kibocsátás 56 %-áért a közúti közlekedés felel. A nyári időszakban ez az arány a 80 %-ot is elérheti. A belélegzett szén-monoxid a véráramon keresztül a tüdő léghólyagjaiba jut, ahol a hemoglobinhoz kötődve karboxi-hemoglobint (COHb) hoz létre. A hemoglobinhoz az oxigén molekulához képest 200-szor erősebben kötődik, nagyobb mennyiségben megakadályozza a vér oxigénfelvételét, ami a szövetek oxigénhiányos állapotához vezethet. A COHb normál szintje nemdohányzó felnőtt populációban 0,5–2 %, és ajánlatos e szintet 2,5 % alatt tartani, hogy elkerülhetők legyenek a szén-monoxid mérgezés tünetei, a szívroham és a hipoxiás állapot kialakulása.

A szén-monoxid légköri koncentrációjára vonatkozóan határértékeket állapítottak meg. Az Egészségügyi Világszervezet (WHO) által javasolt 1-órás átlagkoncentráció határérték 30 mg m^-3 (26 ppm), a 8-órás átlagkoncentrációra vonatkozó határérték 10 mg m−3 ( ppm). Ezeket a határértékeket úgy állapították meg, hogy biztosítható legyen, hogy a COHb szint ne kerüljön 2,5 % fölé. 30 ppm koncentráció mellett már fejfájás és a szellemi kapacitás csökkenése érzékelhető. A szén-monoxid határérték teljesítésével a legtöbb országban nincs probléma, de személyi monitorozással kimutatták, hogy a nagy forgalmú utak mellett élők, az utcai munkások, autóbusz- ,taxi- és tehergépkocsi sofőrök, rendőrök az ajánlott maximális koncentrációnál nagyobb terhelésnek vannak rendszeresen kitéve.
Esettanulmány: az ózon légköri koncentrációjának szabályozási problémái.

Az ózon egészségkárosító hatása még kis koncentrációban is a légzőrendszeren keresztül érvényesül. A fő hatás az akut légzési nehézségek, az asztmára való hajlam erősítése. A tüdő kapacitása még egészséges felnőttek esetében is 15–20 %-kal csökken, megnő a tüdőgyulladás kockázata és gyengül az immunrendszer. A következmények a kórházi felvételek számának növekedésében is megnyilvánulnak: statisztikai adatok szerint az ózon 8-órás átlagkoncentrációjának minden 10 ppb-vel történő növekedése a sürgősségi kórházi felvételek 5 %-os növekedését eredményezi. A tüdő észlelhető funkciócsökkenése már 20 ppb koncentrációnál érzékelhető. Fotokémiai szmoghelyzet esetén az ózon a halálozások egy részéért is felelős lehet, becslések szerint 10 ppb koncentrációnövekedés +0,65 %-kal növeli az ózonnal összefüggésbe hozható halálesetek számát, az időskorúak között ennek több mint a duplájával (+1,4 %).

Az ózon egészségkárosító hatása felső légutakban érvényesül elsősorban, mert az ózon túlságosan reakcióképes ahhoz, hogy a tüdő léghólyagjaiba eljuthasson. Kis koncentrációk esetén az érzékelhető közvetlen hatás a szemek, az orr és a torok irritációja. Nagyobb koncentrációban azonban a felső légutak védelmi mechanizmusa már nem hatékony, és a fehérjék és a zsírok oxidációjával keletkező másodlagos reakciótermékek már közvetlenül a tüdő léghólyagjainak a felületét képesek irritálni. A légzésfunkció romlása már 10 ppb koncentrációnál észlelhető, 40 ppb koncentrációnál pedig már a vizsgálatok szerint a −24 %-ot is elérheti.

Káros hatásai miatt az ózon a légszennyező nyomgázok közé tartozik, és a levegőminőségi szabályozás vonatkozik rá. Az Egyesült Államokban 1971-ben az ózon 1 órás átlagkoncentrációjára vonatkozó határértéket 80 ppb-ben állapították meg. 1979-ben ezt a határértéket 120 ppb-re emelték. Az ajánlott korlátozó intézkedések között a járművek ellenőrzésének és karbantartásának szigorítása, az üzemanyagtöltő állomásokon benzingőz-visszavezető rendszer működtetése, közlekedési korlátozások és a levegőminőség monitorozásának kiterjesztése szerepel.

1997-ben a szabályozás átdolgozásakor az 1 órás átlagkoncentrációra vonatkozó határérték 120 ppb (235 µg m^-3) maradt, azzal, hogy az ózon koncentrációja ezt az értéket adott évben csak egyetlen naptári napon haladhatja meg. Ezzel egyidőben a szabályozásban megjelent a 8 órás átlagkoncentrációra vonatkozó 80 ppb-s határérték is. 2006-ban az Egészségügyi Világszervezet (WHO) ajánlására a 8 órás átlagkoncentrációra vonatkozó határérték 50 ppb lett. A fotokémiai szmogra vonatkozó levegőminőségi határértékek úgy lettek megállapítva, hogy a fotokémiai oxidáló tulajdonságú anyagok (szabad gyökök és ózon) képződési sebessége a 0,08 ppm h^-1-át ne haladja meg.

Az ezredforduló környékén az Egyesült Államok 50 nagyvárosában lépik túl rendszeresen a 120 ppb-s 1 órás átlagkoncentráció határértéket. Az 1-órás átlagkoncentrációra vonatkozó határértéket azonban fokozatosan a 8 órás átlagkoncentrációra vonatkozó határérték váltja fel.
Esettanulmány: a finom aeroszol (PM2.5, szálló por) koncentráció csökkentésének problémái.

A finom aeroszol (szálló por, PM2.5) esetében nem ismert olyan azonosítható küszöbérték, amely alatt ne okozna egészségkárosító hatást. A légköri aroszol (PM2.5) koncentrációjának esetében az elővegyületek és a részecskék közötti kapcsolat rendkívül bonyolult, és a levegőszennyezés csökkentésére irányuló erőfeszítések nem mindig hozzák meg a kívánt eredményt. Például az aeroszol (szálló por) szennyezés csökkentésének érdekében a kén-dioxid kibocsátás további csökkentését írták elő, hiszen a városi aeroszol tömegkoncentrációjának közel felét a szulfát tette ki. Kézenfekvő lenne tehát, hogy a kén-dioxid kibocsátás csökkentésével csökken a légköri kén mennyisége, így az aeroszol tömegkoncentrációja is.

A légköri aeroszolban azonban a szulfát-nitrát-ammónium-víz bonyolult termodinamikai rendszert alkot. Mivel a kénsav erősebb sav, mint a salétromsav, a rendelkezésre álló ammónia a szulfáttal alkot vegyületet, és a salétromsavat a gőzfázisba kényszeríti. Ha azonban nincs elegendő szulfát az ammónia közömbösítéséhez, helyét a nitrát veszi át, amit a gőzfázisú salétromsav kondenzációja szolgáltat. Így összességében az aeroszol tömegkoncentrációja a várakozásokkal ellentétben nem csökken – sőt bizonyos körülmények között, például alacsonyabb hőmérsékleten és magas relatív nedvességtartalom mellett akár növekedhet is. Általánosságban egy másodlagos levegőszennyező esetében mindig van egy olyan elővegyület, amelynek szabályozásával adott körülmények között hatékonyabb koncentrációcsökkentést lehet elérni, mint a többi elővegyületével.

Az ólom üzemanyag adalékként való használatáról az 1970-es években folytatott vita az első példa az orvostudományok és egészségügyi statisztikai módszerek alkalmazására a levegőminőség szabályozásának területén. A nitrogén-dioxidra vonatkozó EU szabályozási direktíva volt az első, amely rögzítette, hogy határérték megállapítására olyan esetben szükség, amikor emberek nagy valószínűséggel hosszabb ideig vannak kitéve a szennyezőanyag hatásának.

A levegőminőség szabályozásának kérdésköre mindenesetre napjainkban sokkal bonyolultabb, mint az 1950-es években volt, ugyanis akkor a lakosság nagy része egyáltalán nem ragaszkodott az egyébként is kényelmetlen széntüzeléshez, míg most a motorizált közlekedésről nem tud és nem is akar lemondani. Közben a szennyezőanyagok egészségkárosító hatását vizsgáló orvostudomány hatalmasat fejlődött, és ma már a fejlett országokban elképzelhetetlen lenne olyan fokú levegőszennyezés, amely alig ötven éve még számos nagyvárosban vagy ipari övezetben mindennaposnak számított.

10.2 A levegőminőség javításának kezdeti lépései: a gépjárművek kibocsátásának szabályozása

A levegőminőség szabályozásán belül kezdetben a gépjárművek kibocsátásának szabályozása volt a központi kérdés. Ez már 1990-es években a Jármű-üzemanyag I (Auto-Oil I) program indításánál is megmutatkozott. Az emissziós szabályozás és a levegőminőségi szabályozás kidolgozása szinte egyidőben zajlott, és nagyjából ugyanazokra a levegőszennyezőkre irányult (NO_x, benzol, CO). Természetes, hogy a levegőminőség javításához jobb minőségű üzemanyagra és szigorúbb emissziós szabályozásra egyaránt szükség van. A Jármű-üzemanyag I (Auto-Oil I) program indítását az Európai Bizottság 1992-ben határozta el. A kezdeményezést az Egyesült Államokban 1990-ben megszigorított törvényi szabályozás (Clean Air Act) és a WHO kifejezetten Európára szabott ajánlásai motiválták. A kezdeményezés három projektet hívott életre:

A városi levegőminőség projekt 7 nagyváros levegőminőségének és a felszínközeli ózon koncentrációjának 2010-re történő előrejelzése volt az emissziós szabályozás tervezése számára.
A járműipar és a finomítók képviselőivel az emisszió, üzemanyagok és motorfejlesztés című projekt;
A különböző emissziós szabályozások gazdasági vetületével foglalkozó költség-haszon elemzési projekt.

Ennek eredményeként 1996-ban tettek javaslatot a 2000-ben életbe lépő szabályozás első két elemére, és a törvényi előkészítés folyamata megkezdődött. Ez nagy előrelépést jelentett az EU 1970-es és 80-as évekbeli gyakorlatához képest, amikor az emissziós szabályozást kizárólag a járműipar szempontjaihoz és a rendelkezésre álló technológiához szabták. A levegőminőség a Jármű-üzemanyag I (Auto-Oil I) program egyik alappillérévé vált. Mivel azonban az Európai Uniónak ekkor még nem volt érvényes levegőminőségi szabályozása, politikai érdekérvényesítő képessége gyenge lábakon állt volna az akkor még meglévő WHO ajánlások nélkül. Az első javaslatcsomag a személygépkocsik kibocsátására, a motorbenzin és gázolaj minőségére szigorú előírásokat tartalmazott, amelyek az elképzelések szerint elérhető közelségbe hozták a WHO ajánlásainak elérését.

A Jármű-üzemanyag (Auto-Oil I) program második fázisa a közúti közlekedés NO_x kibocsátását 2010-re az 1995-ös szinthez képest 65 %-kal, míg szénhidrogén, szén-monoxid és részecske kibocsátását 70 %-kal irányozta elő csökkenteni. Ennek 30–50 %-át a Jármű-üzemanyag I (Auto-Oil) program segítségével tervezték elérni. A javaslatot azonban 1997. tavaszi ülésén a Európa Parlament nem fogadta el, hanem az üzemanyagok minőségére szigorúbb kötelező előírásokat javasolt, amit végül 1998. júniusában hagyott jóvá.

10.3 Az Európai Unió levegőminőségi irányelvei

Az Európai Unió által 1996-ban elfogadott levegőminőségi irányelvek nem fogalmaztak meg a levegőszennyezők koncentrációjára vonatkozó előírásokat, hanem csak a levegőminőség monitorozásának és szabályozásának keretét és irányelveit rögzítették. A részletes előírásokat a több lépcsőben kiadott ún. leány irányelvekben rögzítették. A levegőminőségi irányelvek a mérési/mintavételi pontok helyét, számát és típusát rögzítették, valamint szabályozták a modellezés alkalmazásának feltételeit is. A leány irányelvek jóváhagyását követően minden országnak előírták, hogy a levegőminőség monitorozását a specifikációkban előírtak szerint végezze. A legfontosabb eredmény az volt, hogy egységes elveken alapuló mérési és megfigyelés hálózat jött létre, és az eredményeket rendszeresen megküldték az Európai Bizottságnak.

Az első leány direktíva a kén-dioxid, a nitrogén-dioxid, az aeroszol (szálló por) és az ólom szabályozására vonatkozott. 1999-ben fogadták el, de a szálló por és a NO_x esetében a Bizottság korábbi javaslatához képest jóval enyhébb előírásokat tartalmazott. A szabályozás alapjául az Egészségügyi Világszervezet (WHO) ajánlása szolgált. De kimaradt például a WHO által szorgalmazott 10 perces átlagkoncentrációra vonatkozó határérték (500 µg m^-3). Indoklásként az szerepelt, hogy szabályozási szintet és intézkedési tervet nem lehet túlságosan rövid ideig végzett mérések adataira alapozni.

A második leány direktíva a benzol és a szén-monoxid koncentrációjára vonatkozott, és 2000. novemberében került jóváhagyásra. A harmadik leány direktíva a felszínközeli ózonra vonatkozott. E szennyezőanyagnak az EU környezetpolitikájában már az 1990-es évektől kezdődően komoly figyelem jutott. A 2002. februárjában elfogadott direktíva a 2010-re ajánlott határértéket 120 µg m^-3-ben állapította meg, egy évben 25 napi túllépést megengedve. Egyidejűleg rendelkezett az ózonkoncentráció folyamatos méréséről és a mérési adatok nyilvánosságáról. A direktíva értékelését és felülvizsgálatát 2020-ra irányozta elő. A határértéket szakmai szervezetek nehezen teljesíthetőnek tartották.

Az Európai Unió a levegőminőség kérdéskörét 2001-ben a CAFÉ elnevezésű (Clean Air for Europe) keretprogramba integrálta. A program célja az volt, hogy egységes rendszerbe foglalja és koordinálja a levegőminőség és –szabályozás területeit. A program a WHO ajánlásaira támaszkodik. A WHO és az Európai Bizottság szerződést is kötött az Európai Irányelvek felülvizsgálatára. Az együttműködést befolyásolta, hogy a WHO elsősorban szakmai szervezet, amely az egészségügyi kockázatok alapján fogalmaz meg ajánlásokat, míg az EU előírásokban a törvényi szabályozás kereteit is figyelembe kellett venni. Ez több esetben a határértékek enyhítéséhez vezetett. A WHO határértékek azonban olyan elérendő távoli célként szerepeltek az EU számára, melyek elérésére szigorúbb és egységes környezetpolitikával az Unió országainak törekedni kell. A WHO közreműködésével az EU minden bizonnyal szigorúbb szabályozást fogadott el, mint amit belső politikai konszenzussal elérhetett volna.

10.4 A levegőminőség javításának 2002-ben elfogadott Európai Uniós szabályozása

A 2002-ben elfogadott 1600/2002/EK európai parlamenti határozat kimondta, hogy a levegőszennyezést olyan szintre kell visszaszorítani, amely minimálisra csökkenti az emberi egészségre gyakorolt káros hatásokat, az érzékeny népességcsoportok esetében is. Célul tűzte ki, hogy a szennyező anyagok kibocsátása lehetőleg a szennyezés forrásánál történjen meg. A levegőminőség monitorozására szabványosított mérési technikákat, valamint a mérőállomások számára és helyére vonatkozóan közös kritériumok alkalmazását írta elő. Az ózon az emberi egészségre, a növényzetre és az ökoszisztémákra gyakorolt káros hatásait elismerve az ózonra riasztási és tájékoztatási küszöbérték megállapítását írta elő. Rögzítette azt is, hogy az ózon országhatárokon átterjedő szennyező anyag, amely primer szennyező anyagok kibocsátását követően képződik ki a légkörben. Monitorozására mérőállomásokon történő folyamatos mérését írta elő, kiegészítve olyan modellezési technikákkal és/vagy indikatív mérésekkel, amelyek lehetővé teszik, hogy az adott pontokról származó adatokat a koncentrációk földrajzi megoszlásának összefüggésében értelmezzék. A kiegészítő vizsgálati technikák alkalmazása lehetővé teheti a helyhez kötött mintavételi pontok minimális számának csökkentését is.

Új elemként szerepelt az is, amennyiben a levegőben előforduló szennyezőanyagok koncentrációjához a természetes forrásokból származó hozzájárulás megfelelő bizonyossággal megállapítható, és ahol az értékek túllépése egészben vagy részben ezen természetes hozzájárulásoknak köszönhető, azok a levegőminőségi határértékeknek való megfelelés vizsgálata során az összértékből kivonhatók. A PM10 szálló por határértékeinek az utak téli, homokkal vagy sóval való beszórásából származtatható túllépése szintén kivonható az összértékből a levegőminőségi határértékek betartásának vizsgálata során. Elismerve, hogy a PM2.5 nem szabályozható ugyanolyan módon, mint más légszennyezőanyagok, a finom aeroszol (szálló por) esetében rendelkezett a vidéki háttér-mérőállomásokon való folyamatos mérés szükségességéről.

Abban az esetben, ha egy régió esetében a levegő minőségére vonatkozó határértékeknek való megfelelés reálisan nem teljesíthető, a határidő meghosszabbítására átfogó levegőminőség javítási terv benyújtása mellett lehetőség van. A forrásnál történő kibocsátás csökkentése érdekében kiemelten kezelte az ipari kibocsátásról szóló közösségi jogszabályok hatékonyságának javítását, a nehézgépjárművekbe szerelt motorok kipufogógáz-kibocsátásának korlátozását, a töltőállomásokon való üzemanyag-feltöltésre vonatkozó előírások szigorítását, valamint az üzemanyagok, többek között a tengeri hajózásban használatos üzemanyagok kéntartalmának csökkentését. Bizonyos szennyező anyagok, mint például az ózon vagy a szálló por országhatárokon átterjedő jellege miatt szükség lehet a szomszédos tagállamok közötti koordinációra a levegőminőségi tervek és rövid távú cselekvési tervek kidolgozása és végrehajtása, valamint a nyilvánosság tájékoztatása során.

Előírásként szerepelt, hogy a tagállamoknak és a Bizottságnak a levegőminőségre vonatkozó információkat össze kell gyűjteniük, meg kell osztaniuk egymással, és a nyilvánosság elé kell tárniuk a levegőszennyezés hatásainak jobb megértése és megfelelő szakpolitikák kidolgozása érdekében. A környezeti levegőben lévő valamennyi, szabályozás alatt álló szennyező anyag koncentrációjára vonatkozó naprakész információt a nyilvánosság számára könnyen hozzáférhetővé kell tenni. A tagállamoknak szabályokat kell megállapítaniuk az ezen irányelv rendelkezéseinek megsértése esetén alkalmazandó szankciókról, és biztosítaniuk kell azok végrehajtását. A szankcióknak hatékonynak, arányosnak és visszatartó erejűnek kell lenniük.

10.4.1 A környezeti levegő monitorozására vonatkozó előírások

A szabályozás előírja, hogy a környezeti levegő minőségének vizsgálata céljából helyhez kötött méréseket kell alkalmazni valamennyi olyan zónában és agglomerációban, ahol a szennyező anyagok szintje meghaladja az ezen szennyező anyagokra vonatkozó felső vizsgálati küszöbértéket. Ezen helyhez kötött méréseket modellezési technikákkal és/vagy indikatív mérésekkel ki lehet egészíteni annak érdekében, hogy ezek megfelelő információkat nyújtsanak a környezeti levegő minőségének térbeli eloszlásáról. A környezeti levegő minőségének vizsgálatára irányuló helyhez kötött mérések, valamint modellezési technikák és/vagy indikatív mérések kombinációja alkalmazható valamennyi olyan zónában és agglomerációban, amelyekben a szennyezőanyagok szintje alacsonyabb, mint az ezen szennyezőanyagokra megállapított felső vizsgálati küszöbérték.

A környezeti levegő minőségének vizsgálata céljából modellezési technikák vagy objektív becslési technikák, illetőleg mindkettő alkalmazása elegendő valamennyi olyan zónában és agglomerációban, ahol a környezeti levegőben lévő szennyező anyagok szintje alacsonyabb, mint az ezen szennyező anyagokra megállapított alsó vizsgálati küszöbérték.

A PM10 esetében a direktíva a jövőre vonatkozó két lépcsőben teljesítendő célértéket is definiál az alábbiak szerint (lásd 10.1 táblázat):

10.1. táblázat - PM10 határértékei (Vidékfejlesztési Minisztérium).

A levegőminőségi szabályozása legkritikusabb pontja éppen az az előírás, miszerint a tagállamok minden szükséges, aránytalanul magas költségekkel nem járó intézkedést megtesznek annak biztosítására, hogy a PM2.5 koncentrációja a meghatározott időponttól kezdődően ne lépje túl az ott meghatározott célértéket.

10.4.2 A levegőminőség nem megfelelőségének értékelése és intézkedési kötelezettségek

A határértékek megállapításánál többfokozatú skálát kell alkalmazni:

A tájékoztatási küszöbérték az a szint, ami felett a rövid idejű expozíció veszélyt jelent az arra érzékeny csoport egészségére, és amelynél azonnali és megfelelő tájékoztatásra van szükség.

A riasztási küszöbérték (lásd. 10.2 táblázat) az a szint, ami felett már rövid idejű expozíció is veszélyt jelent az emberi egészségre egészséges felnőttek esetében is, ilyenkor azonnali intézkedések bevezetésére van szükség.

10.2. táblázat - Riasztási küszöbértékek (Vidékfejlesztési Minisztérium).

Ezek az intézkedések kiterjedhetnek mindazon tevékenységek ellenőrzésére és – szükség esetén – felfüggesztésére, amelyek hozzájárulhatnak a riasztási küszöbértékek túllépéséhez. Ilyenek lehetnek például a gépjárműforgalom, az építési munkák, az ipari üzemek tevékenysége, ipari termékek alkalmazása vagy a lakossági fűtőberendezések használata. Ide sorolhatók a veszélyeztetett társadalmi csoportok – köztük a gyermekek – védelmére irányuló egyedi intézkedések is.

10.4.2.1 Tájékoztatási kötelezettség a küszöbértékek túllépése esetén

A direktíva előírja a lakosság kellő időben történő tájékoztatási kötelezettségét a riasztási és tájékoztatási küszöbértékek tényleges vagy előre jelzett túllépéseiről. A közölt információknak legalább az alábbi adatokat tartalmazniuk kell:

az észlelt túllépéssel (túllépésekkel) kapcsolatos információk:

- a túllépés helye vagy körzete,

- a túllépett küszöbérték típusa (tájékoztatási vagy riasztási),

- a túllépés kezdete és időtartama,

- a legmagasabb 1 órás koncentráció, valamint az ózonkoncentráció esetében a legmagasabb 8 órás átlag;

előrejelzés a következő délutánra/nap(ok)ra:

- a tájékoztatási és/vagy riasztási küszöbérték várható túllépésének földrajzi területe,

- a szennyezésben várható változás (javulás, stabilizálódás vagy romlás) a változás okaival együtt;

az érintett népességtípusokra, a lehetséges egészségügyi hatásokra és a javasolt viselkedésre vonatkozó információk:

- a veszélyeztetett népességcsoportokra vonatkozó információk,

- a várható tünetek leírása,

- az érintett lakosság számára javasolt óvintézkedések,

- a további információszerzés lehetősége;

a szennyezés csökkentésére és/vagy az annak való expozíció csökkentésére irányuló megelőző intézkedésekre vonatkozó információk: a főbb forráságazatok megjelölése; a kibocsátás csökkentésére irányuló intézkedésekre vonatkozó javaslat;
az előre jelzett túllépések esetén az adott tagállam intézkedéseket tesz annak biztosítására, hogy az ilyen információkat – a megvalósíthatóság mértékéig – közöljék.

10.5 A levegőminőség javításának lehetőségei

A levegőminőség javulását általánosságban és közvetve az alábbi szennyezőforrásokra és tevékenységekre irányuló intézkedésekkel, illetve a szabályozás szigorításával és betartatásával lehet elérni:

a benzinüzemű gépjárművek belsőégésű motoremissziójának csökkentése,
a dízelüzemű gépjárművek gáz- és szilárd halmazállapotú szennyezőanyag kibocsátásának csökkentése
az illékony szerves vegyületek (VOC) a benzin tárolásából, a tárolótelepek és az üzemanyagtöltő állomások kibocsátásának csökkentése;
a nem közúti járművek és berendezések belsőégésű motorjainak gáz- és szilárd halmazállapotú szennyezőanyag-kibocsátásának csökkentése
a benzin és dízelüzemanyagok minőségének javítása
a szerves oldószerek felhasználásának szabályozása
folyékony tüzelőanyagok kéntartalmának csökkentése
a hulladékok égetésének korlátozása
a nagy tüzelőberendezések kibocsátásának csökkentése
a szerves oldószerek egyes festékekben, lakkokban és jármű utánfényezésére szolgáló termékekben történő felhasználása során keletkező illékony szerves vegyületek kibocsátásának korlátozása.

A szabályozáson felül a levegőminőség javítását célzó intézkedések más eszközökkel is megvalósulhatnak, egyebek között:

a helyhez kötött forrásokból származó kibocsátás csökkentése azáltal, hogy a szennyező anyagot kibocsátó, kis és közepes méretű helyhez kötött tüzelőberendezéseket (ideértve a biomassza eltüzelésére szolgálókat is) füstgáztisztító berendezéssel látják el, vagy pedig kicserélik azokat;
a gépjárművekből származó kibocsátás csökkentése üzemben levő járművek katalizátorral vagy részecskeszűrővel való felszerelése révén, jogszabályi előírások vagy gazdasági ösztönzők alkalmazásával;

a közúti járműveknek, tüzelő- és üzemanyagoknak, valamint égetőberendezéseknek a hatóságok által történő, a kibocsátás csökkentését célzó környezetbarát közbeszerzése:

– új járművek, ideértve az alacsony károsanyag-kibocsátású járműveket,

– tisztább járművek a közlekedési szolgáltatásokban,

– alacsony kibocsátású helyhez kötött tüzelőberendezések,

– alacsony kibocsátású tüzelőanyagok a helyhez kötött és a mozgó források számára;

a közlekedésből származó kibocsátás a forgalom tervezésén és irányításán keresztül történő csökkentése (többek között közlekedési dugódíj, differenciált parkolási díj vagy egyéb gazdasági ösztönzők; „alacsony kibocsátási zóna” létrehozása);
kevésbé szennyező közlekedési módok felé történő elmozdulásra ösztönző intézkedések;
alacsony kéntartalmú tüzelőanyagok használatának biztosítása a kis-, közepes- és nagyléptékű helyhez kötött forrásoknál, valamint a mozgó forrásoknál;
a levegőszennyezésnek engedélyezési rendszeren valamint gazdasági eszközök – például adók, díjak vagy kibocsátás kereskedelem – alkalmazásán keresztül történő csökkentésére irányuló intézkedések;

Adott helyen és időben fennálló levegőminőségi problémák esetén a helyileg elrendelt fenti intézkedések hatékonysága erősen korlátozott, nagyléptékű fotokémiai szmoghelyzetben pedig teljesen hatástalan. Fenti területeken azonban a megalapozottan előírt, műszakilag megvalósítható, betartható és ellenőrizhető országos vagy nemzetközi szabályozás azonban már hozhat a levegő minőségében több év átlagában érzékelhető, lassú javulást. A szabályozás hatékonyságát azonban kétségtelenül rontja, hogy a gazdasági növekedés következtében a szabályozás alá vont elemek száma vagy felhasználása vélhetően növekszik, így a kisebb fajlagos kibocsátás mellett az összes kibocsátás mértéke a fajlagosnál jóval kisebb mértékben csökken. A szabályozás eredményességének pozitív példája a kén-dioxid légköri koncentrációjának számottevő csökkenése 1990-től napjainkig (10.1 ábra).

10.1. ábra - Magyarország kén-dioxid kibocsátásának változása az 1990-es évektől (Forrás: KSH).

Ellenpélda pedig a légköri NO_x légköri koncentrációjának változása ugyanezen időszakban (10.2 ábra), miközben például a gépjárművek emissziójára vonatkozó előírások jelentősen szigorodtak.

10.2. ábra - Magyarország NO_x kibocsátásának változása az 1990-es évektől (Forrás: KSH).

10.6 Felhasznált Irodalom

A vidékfejlesztési miniszter 4/2011. (I. 14.) VM rendelete a levegőterheltségi szint határértékeiről és a helyhez kötött légszennyező pontforrások kibocsátási határértékeiről