Ilustrar el impacto del clima en las actividades humanas.
(A) Cambio de la composición química y el impacto climático de la atmósfera
La producción industrial y agrícola emite a la atmósfera grandes cantidades de gases residuales, polvo y otros contaminantes, incluido principalmente dióxido de carbono. (CO2), metano (CH4), óxido nitroso (N2O) y clorofluorocarbonos (CFCS). Según observaciones que lo corroboran, los niveles de estos gases en la atmósfera han aumentado dramáticamente en las últimas décadas, mientras que el ozono O3 en la estratosfera. El volumen total cayó significativamente. Como se mencionó anteriormente, estos gases tienen un evidente efecto invernadero y tienen dos fuertes bandas de absorción en longitudes de onda de 9500 nanómetros (micras) y 12500-17000 μm, que son las bandas de absorción de O3 y CO2 respectivamente. Especialmente la banda de absorción de CO2 absorbe alrededor del 70-90% de la radiación infrarroja de onda larga. La radiación de onda larga del sistema Tierra-atmósfera se concentra principalmente en el rango de longitud de onda de 7.000 a 13.000 μm, lo que se denomina ventana atmosférica. Todos estos gases, como el CH4, el N2O y el CFCS, tienen sus bandas de absorción dentro de esta ventana atmosférica. El aumento de la concentración de estos gases de efecto invernadero en la atmósfera debe desempeñar un papel importante en la variabilidad climática.
La concentración de CO2 en la atmósfera antes de la industrialización se mantuvo estable durante mucho tiempo en torno a (280 10) × 10-3 ml/L, pero aumentó rápidamente en las últimas décadas, alcanzando 345 × 10-3 ml/ L en 1990. después. La Figura 8.14 (omitida) muestra los cambios año tras año en los valores medidos del volcán Mauna Loa en Estados Unidos (1959-1993). El espectacular aumento de la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera se debe principalmente a la quema de grandes cantidades de combustibles fósiles y la tala de grandes cantidades de bosques. Según las investigaciones, parte del CO2 (alrededor del 50%) emitido a la atmósfera es absorbido por el océano y la otra parte es absorbida por el bosque y se convierte en un depósito biológico sólido en la naturaleza. Sin embargo, debido a la actual destrucción de bosques a gran escala, los bosques no sólo reducen la absorción de CO2 de la atmósfera, sino que también aumentan la cantidad de CO2 emitido a la atmósfera debido a la quema y descomposición de los bosques destruidos. Actualmente, existen muchas estimaciones diferentes sobre los aumentos futuros del dióxido de carbono. Por ejemplo, según el nivel actual de emisiones de CO2, la concentración atmosférica de CO2 en 2025 será de 4,25×10-3mL/L, que es 1,55 veces mayor que antes de la industrialización.
El metano (CH4 biogás) es otro importante gas de efecto invernadero. Se emite a la atmósfera principalmente mediante la quema de arrozales, rumiantes, pantanos y organismos biológicos. Desde hace 200 años hasta hace 110.000 años, el contenido de CH4 se mantuvo estable en 0,75-0,80×10-3 ml/l y ha aumentado rápidamente en los últimos años. El contenido de CH4 aumentó a 1,25×10-3mL/L en 1950 y a 1,72×10-3mL/L en 1990. Dlugokencky et al. estimaron los cambios anuales en la proporción de mezcla de CH4 (M) en la atmósfera durante los últimos 10 años basándose en registros de observación de 23 estaciones de observación terrestres fijas en todo el mundo y 14 estaciones de observación de barcos en diferentes latitudes en el Pacífico. como se muestra en la Figura 8.15 (omitido)). Según la tasa de crecimiento actual, el contenido de CH4 en la atmósfera alcanzará 2,0×10-3 ml/L en el año 2000, y alcanzará 2,34 ~ 2,50×10-3 ml/L en 2030 y 2050 respectivamente.
La emisión de óxido nitroso (N2O) a la atmósfera está relacionada con el aumento de la superficie agrícola y la aplicación de fertilizantes nitrogenados.
Los vuelos supersónicos en la estratosfera también producen N2O. Antes de la industrialización, el contenido de N2O en la atmósfera era de aproximadamente 2,85×10-3 ml/L, que aumentó a 3,05×10-3mL/L y 3,10×10-3mL/L en 1985 y 1990 respectivamente. Teniendo en cuenta las emisiones futuras, se estima que el contenido de N2O en la atmósfera puede aumentar hasta 3,50×10-3-4,50×10-3ml/L para 2030. El N2O no sólo provoca el calentamiento global, sino que también provoca la disociación del ozono estratosférico y destruye la capa de ozono mediante efectos fotoquímicos.
Los clorofluorocarbonos (CFCS) son las principales materias primas para la industria de la refrigeración (como refrigeradores), aerosoles y agentes espumantes. Algunos compuestos de esta familia, como el freón 11 (CC12f, CFC11) y el freón 12 (CC12f2, CFC12), son gases de efecto invernadero con fuertes efectos de calentamiento. En los últimos años, se ha considerado el principal factor de destrucción del ozono estratosférico, por lo que limitar la producción de CFC11 y CFC12 se ha convertido en una cuestión internacional destacada.
Antes del desarrollo de la industria de la refrigeración, no existía tal componente gaseoso en la atmósfera. El CFC11 comenzó a tener emisiones industriales en 1945 y el CFC12 existió en 1935. En 1980, el contenido de CFC11 en la troposfera inferior era de aproximadamente 168 x 10-3 ml/l, y el contenido de CFC12 era de 285 x 10-3 ml/l, que era 1938. La Figura 8.16 (omitida) muestra los cambios en el CFC12 en las últimas décadas, y sus cambios futuros en el contenido dependen de futuras restricciones.
Basado en observaciones y cálculos especiales, el aumento anual en la concentración de los principales gases de efecto invernadero en la atmósfera y el tiempo de atenuación en la atmósfera se muestran en la Tabla 8.7 (omitido). Se puede observar que, a excepción del CO2, el contenido de otros gases de efecto invernadero en la atmósfera es extremadamente pequeño, por lo que se denominan gases traza. Sin embargo, su efecto de calentamiento es muy fuerte, su incremento anual es grande, su tiempo de atenuación en la atmósfera es largo y su impacto es grande.
El ozono (O3) es también un gas de efecto invernadero que se produce por factores naturales (producido por la reacción fotoquímica de los rayos ultravioleta de la radiación solar sobre las moléculas de oxígeno de la atmósfera superior), pero puede ser destruido por los gases emitidos. por actividades humanas como clorofluorocarbonos, compuestos alquílicos halogenados, N2O, CH4, CO, etc., entre los que destacan los CFC11 y CFC12, seguidos del N2O. La Figura 8.17 (omitida) muestra la tasa de cambio interanual de las anomalías medias zonales del ozono total en cada zona climática (196-1985). Como puede verse en la figura, la cantidad de ozono ha disminuido drásticamente desde principios de la década de 1980, siendo el valor más bajo -15 en la Antártida y -15 en el Ártico. De 60 N a 60 S, la cantidad total de ozono disminuyó de un promedio de más de 300 unidades en 1978 a menos de 290 unidades en 1987, es decir, una disminución de 3-4. En términos de cambios verticales, hay una disminución máxima a una altitud de 15 a 20 km y un ligero aumento en la troposfera inferior. La reducción de ozono en la Antártida es la más destacada, formándose un círculo polar cerca del centro de la Antártida, llamado "agujero de ozono antártico". De 1979 a 1987, el valor mínimo del centro mínimo de ozono cayó de 270 unidades a 150 unidades, y el área inferior a 240 unidades continuó expandiéndose, lo que indica que el agujero de ozono en la Antártida continuó fortaleciéndose y expandiéndose. Aunque la cantidad total de O3 aumentó en 1988, volvió a aumentar en 1989. Un informe de investigación publicado por la Organización Meteorológica Mundial en octubre de 1994 mostró que el ozono en las tres cuartas partes de la tierra de la Antártida y los mares cercanos ha disminuido en más del 65% en comparación con hace 10 años. Sin embargo, algunos datos muestran un ligero aumento del ozono en la troposfera.
El aumento de gases de efecto invernadero en la atmósfera provocará un calentamiento climático y un aumento del nivel del mar. Según los datos de observación más fiables disponibles, las temperaturas globales aumentaron entre 1885 y 1985, un aumento de 0,6 a 0,9°C. La Figura 8 00 (omitida) señala los cambios de temperatura reales de 1860 a 1985 (la diferencia entre la temperatura promedio anual global y 1985), lo que indica que la tendencia al calentamiento global también es de alrededor de 0,8 °C. Después de 1985, las temperaturas superficiales globales han seguido aumentando y la mayoría de los estudiosos creen que esto se debe a las emisiones de gases de efecto invernadero. La figura enumera los efectos de calentamiento de las emisiones de gases de efecto invernadero en tres escenarios diferentes. Los cálculos del modelo climático también muestran que este calentamiento es mayor en los polos que en el ecuador, y mayor en invierno que en verano.
A medida que aumentan las temperaturas globales, la temperatura del agua de mar también aumentará, lo que provocará que el agua de mar se expanda y aumente el nivel del mar. Además, debido al fuerte calentamiento de las regiones polares, cuando la concentración de CO2 en la atmósfera se duplique, el hielo polar se derretirá, la frontera del hielo se reducirá hacia el polo y el agua derretida provocará un aumento del nivel del mar. Los datos de observación reales demuestran que entre 1880 y 1980, el nivel global del mar aumentó entre 10 y 12 cm en un siglo. Según los cálculos, si las emisiones de gases de efecto invernadero se controlan dentro de los estándares de emisión de 1985, el nivel del mar global aumentará a un ritmo de 5,5 cm/10a, con un aumento de 20 cm en 2030 y 34 cm en 2050. Si no se controlan las emisiones, el nivel del mar aumentará un 10% para 2030.
El aumento de los gases de efecto invernadero tiene cierto impacto en las precipitaciones y en los ecosistemas globales. Según los cálculos del modelo climático, si el contenido de CO2 en la atmósfera se duplica, la precipitación total anual aumentará entre un 7% y un 11% a nivel mundial, pero los cambios de latitud serán diferentes. En términos generales, las precipitaciones aumentan en latitudes altas debido al calentamiento, las latitudes medias se vuelven más secas debido al movimiento hacia el norte de las áreas secas subtropicales después del calentamiento, las precipitaciones aumentan en las regiones subtropicales y las precipitaciones aumentan en latitudes bajas debido al fortalecimiento de la convección debido al calentamiento.
En lo que respecta a los ecosistemas globales, el calentamiento climático provocado por las actividades humanas provocará que la tundra helada en altas latitudes se descongele parcialmente, y los límites norteños de los bosques se desarrollarán hacia el polo. Se secaría en las latitudes medias, y algunos bosques y biomas que preferían la humedad y el calor serían reemplazados gradualmente por biomas que actualmente se encuentran en los subtrópicos. Según las predicciones, después de que el CO2 se duplique, los desiertos globales se expandirán un 3%, la superficie forestal disminuirá un 11% y los pastizales se expandirán un 11%. Esto es causado por la sequía de tierras en las latitudes medias.
La destrucción de la capa de ozono por los gases de efecto invernadero tiene un gran impacto en el estado de la materia y en la salud humana. La disminución del ozono aumenta la cantidad de radiación ultravioleta de la radiación solar que llega al suelo. Si la cantidad total de ozono en la atmósfera disminuye en 1, la cantidad de radiación ultravioleta que llega al suelo aumentará en 2. Este tipo de radiación ultravioleta destruirá el ácido ribonucleico (ADN), cambiará la información genética y destruirá las proteínas, matará el plancton marino unicelular a 10 m de profundidad, reducirá la producción pesquera, destruirá los bosques, reducirá el rendimiento y la calidad de los cultivos, debilitará la inmunidad humana y dañará Ojo y aumento del cáncer de piel y otras enfermedades.
Además, los gases emitidos por las actividades humanas contienen grandes cantidades de compuestos de azufre, compuestos que contienen nitrógeno y polvo artificial, que pueden provocar contaminación del aire y formar "lluvia ácida" en determinadas condiciones, lo que tiene un impacto negativo. sobre bosques, peces, cultivos y edificios causando graves daños. Los rápidos aumentos de polvo en la atmósfera debilitan la radiación solar y afectan la temperatura, la nubosidad (núcleos higroscópicos en el polvo) y las precipitaciones.
(B) Cambiar las características de la superficie subyacente y el impacto climático
Las actividades humanas pueden cambiar las propiedades naturales de la superficie subyacente de muchas maneras. En la actualidad, los más destacados son la destrucción de la vegetación en bosques, laderas y zonas áridas y la contaminación por petróleo marino.
El bosque es una superficie subyacente especial que no solo afecta el contenido de CO2 en la atmósfera, sino que también crea un clima forestal único y puede afectar las condiciones climáticas de una gran zona cercana. El dosel del bosque puede absorber una gran cantidad de radiación solar incidente para promover la fotosíntesis y la transpiración, de modo que su propia temperatura no aumente mucho. Durante el día, el suelo bajo el bosque queda bloqueado por las copas de los árboles, por lo que la radiación solar no penetra mucho y la temperatura no aumenta bruscamente. Por la noche, debido a la protección de las copas de los árboles, la radiación efectiva no es fuerte, por lo que no es fácil que la temperatura baje. Por lo tanto, la diferencia de temperatura diaria (anual) en el bosque es menor que en la tierra desnuda fuera del bosque, y el grado de temperatura continental se debilita significativamente.
El dosel del bosque puede interceptar la precipitación, y la capa de humus suelta y la capa de hojarasca debajo del bosque pueden almacenar agua y reducir la escorrentía superficial después de la lluvia. Por lo tanto, el bosque puede denominarse un "reservorio verde". El agua de lluvia se filtra lentamente en el suelo, aumentando la humedad del suelo y el agua disponible para la evaporación. Junto con la transpiración del bosque, la humedad absoluta y la humedad relativa en el bosque son más altas que la tierra desnuda fuera del bosque.
Los bosques pueden aumentar las precipitaciones. A medida que el aire fluye a través del dosel del bosque, es forzado hacia arriba debido a la obstrucción y fricción del bosque, lo que resulta en una mayor turbulencia. Además, la humedad del aire en las zonas forestales es alta y la altura de la condensación es baja, por lo que hay más oportunidades de precipitaciones en las zonas forestales y las precipitaciones son mayores que en las zonas abiertas. Según datos de mediciones reales, la humedad del aire en las zonas forestales es entre un 15% y un 25% más alta que en las zonas no forestales, y la precipitación anual puede aumentar entre un 6% y un 10%.
Los bosques pueden reducir la velocidad del viento.
Cuando el viento sopla hacia el bosque, la velocidad del viento cambia en el lado de barlovento del bosque, a unos 100 m de distancia del bosque. Al pasar por el bosque, la velocidad del viento disminuye rápidamente. Si el viento arrastra sedimentos, las arenas movedizas se hundirán y poco a poco se irán fijando. Después de atravesar el bosque, la velocidad del viento aún disminuye dentro de una cierta distancia en el lado de sotavento del bosque. En zonas áridas, los bosques pueden reducir el impacto de los vientos secos y evitar la fijación del viento y la arena. En las zonas costeras ventosas, los bosques pueden resistir la brisa del mar y proteger las tierras de cultivo. Las secreciones de las raíces del bosque pueden promover el crecimiento de microorganismos y mejorar la estructura del suelo. La zona cubierta de bosques tiene un clima húmedo, buena conservación del suelo y del agua, y un círculo virtuoso de equilibrio ecológico, que puede denominarse "océano verde".
Según la investigación, los bosques del mundo alguna vez representaron 2/3 de la superficie terrestre de la Tierra en la historia. Sin embargo, con el aumento de la población, el desarrollo de la agricultura, la ganadería y la industria, la construcción de ciudades. y carreteras, y la destrucción de la guerra, los bosques del mundo han disminuido gradualmente, llegando a 46 en el siglo XIX y 37 a principios del siglo XX. En la actualidad, la superficie media de cobertura forestal mundial es aproximadamente del 22%. La antigua China también tenía una densa cubierta forestal. Más tarde, debido a la proliferación demográfica, la expansión de las tierras agrícolas y las frecuentes guerras en las dinastías Ming y Qing, la tasa de cobertura forestal nacional cayó a 8,6 en 1949. Desde la fundación de la República Popular China, el partido y el gobierno han organizado una forestación a gran escala, alcanzando una superficie de forestación de 460 millones de acres. Sin embargo, debido a la débil base, la deforestación es bastante grave. El área de cobertura forestal actual es de sólo 12, ubicándose en el puesto 165.438 06 entre 160 países del mundo.
Debido a la destrucción de grandes áreas de bosque, el clima se ha vuelto más seco, las tormentas de arena se han intensificado, la erosión del suelo ha empeorado y el clima se ha deteriorado. Por el contrario, después de la liberación, China estableció varios bosques protectores en el noreste occidental de China, el este de Henan, el noroeste de Hebei y la costa de Shandong, que desempeñaron un papel importante en la transformación de las condiciones naturales y climáticas.
En las zonas áridas y semiáridas, alguna vez hubo pastos y arbustos tolerantes a la sequía que podían sobrevivir en áreas secas y proteger el suelo allí. Sin embargo, debido al aumento de la población, hay más inmigrantes en las zonas áridas y semiáridas. Expanden allí la agricultura y la ganadería y extraen xerófitos como combustible (especialmente plantas en las laderas), lo que destruye en gran medida los pastizales, arbustos y otros cultivos locales. Vegetación natural. El agua de lluvia en las pendientes se acumula rápidamente y fluye rápidamente, lo que tiene un fuerte efecto abrasivo en el suelo. La pérdida de la protección y el bloqueo de la vegetación natural provocará una grave erosión del suelo. En las tierras planas, una vez que llega la sequía, los cultivos agrícolas no pueden crecer. La tierra suelta después de la recuperación no está protegida por la vegetación y es fácilmente erosionada por el viento. Como resultado, la superficie fértil del suelo fue arrastrada, mientras que la arena permaneció, provocando la desertificación. Una situación similar existe para la ganadería, que excede la capacidad de carga de los pastizales. En los años de sequía, los pastos son escasos, el suelo es pisoteado por el ganado y se produce una grave erosión eólica que provoca la desertificación. En tierras desiertas, el clima es aún peor, como se muestra en: aumento de la escorrentía después de la lluvia, aumento de la erosión del suelo y reducción de la humedad, lo que seca el suelo y la atmósfera locales, aumento de la reflectividad de la superficie, que destruye el equilibrio térmico original, reducción de las precipitaciones y un clima continental El grado de globalización ha aumentado, la fertilidad de la superficie ha disminuido, los desastres por tormentas de arena han aumentado considerablemente y el clima se ha vuelto más seco, lo que no favorece el crecimiento de las plantas.
Según estimaciones del Programa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente, actualmente, cada año se pierden 60.000 kilómetros cuadrados de tierra a nivel mundial debido a la desertificación, y otros 210.000 kilómetros cuadrados de tierra se están reduciendo y no tienen valor económico en la agricultura. y ganadería. La desertificación también es una amenaza para China. Hubo 6.543.802 km2 de tierra desertificada en el norte de China durante períodos históricos, y el área desertificada ha aumentado año tras año en las últimas décadas. Por lo tanto, debemos tomar conscientemente medidas activas para proteger la vegetación natural local, llevar a cabo riego a gran escala, realizar forestación artificial, plantar vegetación tolerante a la sequía y prevenir el deterioro climático de acuerdo con las condiciones locales.
La contaminación por petróleo del océano es otro aspecto importante de las actividades humanas que cambian las propiedades de la superficie subyacente. Se estima que cada año se transportan por mar más de 654,38 mil millones de toneladas de petróleo a los lugares de consumo. Debido a un transporte inadecuado o accidentes de camiones cisterna, cada año vierten al océano más de 6.543.800 toneladas de petróleo. Además, el petróleo usado generado durante los procesos industriales se vierte al océano. Se estima que cada año se inyectan en el océano entre 200.000 y 100.000 toneladas de petróleo.
Parte del petróleo usado vertido en el mar forma una película de aceite en la superficie del mar, que inhibe la evaporación del agua de mar y seca el aire del océano.
Al mismo tiempo, se reduce la transferencia de calor latente en la superficie del mar, lo que provoca un aumento de los cambios diurnos y anuales en la temperatura del agua del mar, lo que hace que el océano pierda su función de regulación de la temperatura, lo que genera un "efecto de desertificación marina". " La película de aceite usado tiene un impacto negativo en superficies marinas relativamente cerradas, como el Mediterráneo, el Mar Báltico y Japón. La influencia del mar es más significativa que la de los vastos océanos Pacífico y Atlántico.
Además, para satisfacer las necesidades de producción y transporte, el hombre ha cambiado la naturaleza de la superficie subyacente llenando lagos con tierra, cavando canales y construyendo grandes embalses, lo que también ha tenido un importante impacto impacto en el clima. Por ejemplo, después de la construcción del embalse de Xinanjiang en 1960, el cercano condado de Chun'an tuvo veranos más frescos e inviernos más cálidos. La temperatura durante el año disminuyó, las primeras heladas se retrasaron, las heladas finales se adelantaron y las heladas estuvieron libres. El período se amplió en una media de unos 20 días.
(3) Emisiones de calor y vapor de agua antropogénicos
Con el desarrollo de la industria, el transporte y la urbanización, el consumo mundial de energía está aumentando rápidamente. En 1970, el consumo mundial de energía equivalía a quemar 7.500 millones de toneladas de carbón, liberando 25×10-10J de calor. Entre ellos, la producción industrial y el transporte por carretera emiten una gran cantidad de calor residual, y las estufas y aparatos de aire acondicionado de los residentes, así como el metabolismo de las personas y el ganado, también liberan una cierta cantidad de calor. Este "calor artificial" calienta directamente la atmósfera como un horno en llamas. En la actualidad, si se promedia el calor artificial en todo el continente, equivale a liberar 0,05W de calor por metro cuadrado de tierra. Numéricamente hablando, es insignificante en comparación con el calor radiante neto promedio que toda la Tierra obtiene del sol. Sin embargo, debido a que la liberación de calor antropogénico se concentra en algunas grandes ciudades con una población densa y una industria y comercio desarrollados, su efecto de calentamiento local es insignificante. bastante significativo. Como se muestra en el Cuadro 8.8, en ciudades de latitudes altas como Fairbanks y Moscú, las emisiones anuales promedio de calor antropogénico (QF) son mayores que la radiación solar neta. Las ciudades de latitudes medias, como Montreal y Manhattan, tienen emisiones térmicas antropogénicas anuales promedio más altas de QF que Rg debido a su enorme consumo de energía per cápita. Especialmente en Montreal, debido al enorme consumo energético del aire acondicionado y la calefacción en invierno, su calor artificial equivale a más de 11 veces la radiación solar neta. Sin embargo, en la zona tropical de Hong Kong y en el Singapur ecuatorial, las emisiones de calor antropogénico son muy pequeñas en comparación con la radiación solar neta.
Al quemar grandes cantidades de combustibles fósiles (gas natural, gasolina, fueloil, carbón, etc.). ), además de las emisiones de calor residual, se libera al aire una cierta cantidad de "vapor de agua artificial". Según METROMEX, la cantidad de vapor de agua artificial producido por la combustión en St. Louis es 65,438 00.8× 65,438 008 g/h, mientras que la evapotranspiración natural del suelo local en verano es 6.7×10. Obviamente, la cantidad de vapor de agua artificial es mucho menor que la evapotranspiración natural, pero tiene un cierto efecto en el aumento de la nubosidad baja local.
Se estima que el consumo energético mundial actual está creciendo alrededor de un 5,5% anual. Si esta tasa sigue aumentando, en el año 2000 el consumo mundial de energía será cinco veces mayor que en 1970, o 37.500 millones de toneladas de carbón por año. El calor y el vapor de agua generados por el hombre que emite se concentran principalmente en las ciudades, y su impacto en el clima urbano demostrará cada vez más su importancia.
*Conoce a Zhou Shuzhen y Shu Jiong. Climatología Urbana. Beijing: Meteorológico Press. 1997; 197
Además, además del CO2, hay una gran cantidad de vapor de agua en los gases de escape emitidos por los aviones a gran altura. Según las investigaciones, el vapor de agua en la estratosfera (altura de 50 hPa) ha aumentado significativamente en los últimos años. Por ejemplo, su contenido de vapor de agua era de 2×10-3ml/L en 1970 y aumentó a 3×10. El efecto térmico del vapor de agua es similar al del dióxido de carbono, que tiene un efecto invernadero en la superficie. Según los cálculos, si la cantidad de vapor de agua en la estratosfera se multiplica por cinco, la temperatura de la superficie aumentará 2°C, mientras que la temperatura de la estratosfera disminuirá 10°C. Un aumento del vapor de agua en las altitudes superiores también conducirá a un aumento de las nubes cirros en las altitudes superiores. Se estima que el número de cirros aumenta entre 5 y 10 en la ruta América del Norte-Atlántico-Europa, donde vuelan la mayoría de los aviones. Las nubes tienen una gran influencia en la radiación solar y la radiación infrarroja del sistema Tierra-atmósfera y desempeñan un papel importante en la formación y el cambio climático.
(4) Clima urbano
Las ciudades son los centros de actividades humanas, donde la población está densamente poblada y la superficie subyacente es la que más cambia. La industria, el comercio y el transporte frecuentes consumen la mayor cantidad de energía y emiten a la atmósfera grandes cantidades de gases de efecto invernadero, "calor artificial", "vapor de agua artificial", polvo y contaminantes. Por lo tanto, el impacto de las actividades humanas en el clima es más prominente en las ciudades.
El clima urbano es un clima local especial bajo la sombra de las actividades humanas después de la urbanización en el contexto del clima regional. A principios de la década de 1980, el académico estadounidense Lanzburg hizo un resumen comparativo de los factores climáticos en ciudades y suburbios, como se muestra en el cuadro 8.9.
A juzgar por un gran número de hechos observacionales, las características del clima urbano se pueden resumir como el efecto de las "cinco islas" (isla turbia, isla de calor, isla seca, isla húmeda, isla de lluvia) y la reducción y cambio de velocidad del viento.
Ver landsberg, Clima urbano. Prensa académica.
(1) Efecto isla de turbidez urbana
Hay cuatro manifestaciones principales del efecto isla de turbidez urbana. En primer lugar, hay más contaminantes en la atmósfera de las ciudades que de los suburbios. En cuanto a los núcleos de condensación, la concentración media de núcleos de condensación en el océano es de 940 granos por centímetro cúbico, con un máximo absoluto de 39.800 granos por centímetro cúbico. En el aire de las grandes ciudades, el valor medio es de 147.000 partículas/cm3, es decir, 156 veces el del océano. El valor máximo absoluto es de 400.000 partículas/cm3, es decir, más de 100 veces el del océano. Tomando a Shanghai como ejemplo, según los resultados de monitoreo de los últimos cinco años (1986-1990), las concentraciones promedio de SO2 y NO2 en las áreas urbanas son 8,7 veces y 2,4 veces mayores que las de los condados suburbanos, respectivamente.
En segundo lugar, hay muchos núcleos de condensación en la atmósfera urbana, y la turbulencia térmica a baja altitud y la turbulencia mecánica son relativamente fuertes, por lo que hay mucha más cobertura de nubes bajas y el número de días nublados en función de las nubes bajas. cobertura (el número de días con nubosidad baja ≥ 8) en los suburbios. Según las estadísticas de Shanghai en los últimos diez años (1980-1989), la nubosidad baja promedio en el área urbana es de 4,0 y en los suburbios es de 2,9. El número de días nublados (nubosidad baja ≥ 8) en las zonas urbanas es de 60, mientras que el número promedio de días soleados (nubosidad baja ≤ 2) es de sólo 31 días. Por el contrario, el promedio de días nublados en las áreas urbanas es de 132 días y el promedio de días nublados en las áreas suburbanas es de 178 días. También se han observado fenómenos similares en importantes ciudades europeas y americanas como Munich, Budapest y Nueva York. En tercer lugar, en la atmósfera urbana, debido al mayor número de contaminantes, la menor nubosidad y la reducción de las horas de sol, la radiación solar directa se debilita considerablemente, mientras que hay más partículas dispersas y la radiación solar dispersa es más fuerte que el aire seco y limpio. En la distribución regional de la turbidez atmosférica (también conocida como factor de turbidez) representada por D/S, las áreas urbanas son significativamente más grandes que las áreas suburbanas. Según cálculos estadísticos de datos de observación en Shanghai en los últimos 27 años (1959-1985), el factor de turbidez en la zona urbana de Shanghai es 15,8 mayor que en los suburbios durante el mismo período. En el mapa de distribución del factor de turbidez de Shanghai, el área urbana presenta islas de turbidez obvias (Figura 8.19, omitida). Fenómenos similares existen en muchas ciudades extranjeras.
En cuarto lugar, el efecto isla de turbidez urbana también se refleja en el hecho de que la visibilidad en las zonas urbanas es menor que en las suburbanas. Esto se debe a que las atmósferas urbanas contienen muchas partículas contaminantes que pueden dispersar y absorber la luz, reduciendo la visibilidad. Cuando las concentraciones de NO2 en el aire urbano son extremadamente altas, el cielo puede tornarse marrón. Bajo ese fondo de cielo, es difícil distinguir la distancia del objetivo, lo que provoca una obstrucción de la distancia visual. Además, debido a la proporción de óxidos de nitrógeno e hidrocarburos, los principales contaminantes de los gases de escape emitidos por los automóviles en la ciudad, después de que se produce una reacción fotoquímica bajo la intensa luz solar, se formará un smog azul claro, llamado smog fotoquímico, que Causar deterioro urbano de la visibilidad. Este fenómeno se puede observar en ciudades como Los Ángeles en Estados Unidos, Tokio en Japón y Lanzhou en China.
(1) Factores de la superficie subyacente:
1. Gran área impermeable de la superficie subyacente: Excepto por una pequeña cantidad de espacio verde, la mayoría de las ciudades son carreteras pavimentadas artificialmente. y edificios y estructuras cuadradas, el área impermeable de la superficie subyacente es mucho mayor que la del espacio verde suburbano. Después de que llueve, el agua de lluvia se escurre rápidamente por las tuberías de drenaje, por lo que hay menos agua disponible para la evaporación que en las zonas suburbanas. En el balance energético, la contribución de la radiación neta Qn que obtiene al calor latente QE de la evapotranspiración es mucho menor que la de los suburbios, mientras que el calor sensible QH utilizado para calentar la superficie subyacente y transportado al aire es mayor. de los suburbios. Esto hace que la temperatura de la superficie urbana subyacente sea más alta que la de los suburbios, formando una "isla de calor de temperatura de la superficie urbana subyacente", que hace que la temperatura de la ciudad sea más alta que la de los suburbios a través del intercambio turbulento y la radiación de onda larga.
2. Propiedades térmicas de la superficie subyacente: La conductividad térmica K y la capacidad calorífica C de la superficie urbana subyacente.
La capacidad de almacenamiento de calor del suelo es significativamente mayor que la de las zonas suburbanas. Durante el día se almacena más calor y la temperatura del suelo desciende más lentamente durante la noche que en las zonas suburbanas. A través del intercambio de calor tierra-aire, la temperatura en las zonas urbanas es más alta que en las zonas suburbanas.
3. Geometría de la superficie subyacente: la superficie irregular, un edificio en la ciudad, forma muchos "valles de calles urbanas" con diferentes proporciones de altura a ancho. Durante el día, debido a la reflexión y absorción entre paredes y paredes y entre paredes y el suelo en los cañones de las calles, se puede obtener más energía de radiación solar que en los suburbios en las mismas condiciones. Si las paredes y los techos se pintan de un color más oscuro, reflejarán menos y absorberán más energía solar. Los "valles urbanos" absorben y almacenan mucha más energía térmica durante el día debido a la mayor conductividad térmica y capacidad calorífica de los materiales de construcción de las paredes, techos y suelos.
En segundo lugar, en el "valle urbano de calles", la visibilidad del cielo (factor de visión smy, abreviado como SVF) es menor que en los suburbios abiertos (Figura 8.21, omitida). En el intercambio de energía de radiación de onda larga en el fondo del valle de la calle, su valor de radiación inversa de onda larga no es solo la radiación inversa de la atmósfera, sino también la radiación de onda larga de paredes y aleros. Por lo tanto, su pérdida neta de calor por radiación de onda larga es menor que la de la naturaleza suburbana. La velocidad del viento en las calles y valles urbanos es relativamente pequeña y el calor no se disipa fácilmente, lo que hace que su temperatura sea más alta que la de los suburbios. .
(2) Calor antropogénico y gases de efecto invernadero
1. Calor antropogénico: En las ciudades de latitudes medias y altas, especialmente en invierno, se destaca la gran cantidad de calor antropogénico emitido por la ciudad. es un factor importante en la formación de islas de calor. En muchas ciudades, la intensidad de la isla de calor en invierno es mayor que en la estación cálida, y la intensidad de la isla de calor de lunes a viernes es mayor que la de los fines de semana, lo que se ve afectado por esto.
2. Gases de efecto invernadero: Debido al alto consumo de energía, las ciudades emiten a la atmósfera muchos más gases de efecto invernadero, como CO2, que las áreas suburbanas, y su efecto de humidificación es evidente.
(3) Condiciones climáticas y condiciones meteorológicas
1. En condiciones climáticas estables con pequeños gradientes de presión, es propicio para la formación de islas de calor urbanas. Cuando pasa un fuerte frente frío, no se produce el fenómeno de isla de calor.
2. Cuando la velocidad del viento es alta y la estratificación del aire es inestable, la mezcla horizontal y vertical de aire entre los suburbios es fuerte y la diferencia de temperatura entre las áreas urbanas y suburbanas no es obvia. En términos generales, la velocidad del viento es pequeña por la noche, la estabilidad del aire aumenta y la isla de calor aumenta.
3. En los días soleados y sin nubes, existen diferencias obvias en la reflectividad y la radiación de onda larga entre los suburbios, lo que favorece la formación de islas de calor.
(2) Efecto isla de calor urbano
Según un gran número de hechos observados, la temperatura de una ciudad suele ser más alta que la de los suburbios circundantes. Especialmente cuando el clima está despejado y sin viento, la diferencia △ Tu-r (también llamada intensidad de isla de calor) entre la temperatura urbana Tu y la temperatura suburbana Tr es mayor. Por ejemplo, en Shanghai, hacía sol a las 20:00 del 22 de octubre de 1984, la velocidad del viento era de 1,8 m/s y la temperatura en los suburbios era de aproximadamente 13 ℃. Tan pronto como ingresamos al área urbana, la temperatura aumenta repentinamente (Figura 8.20, figura omitida), las isotermas son densas, el gradiente de temperatura es pronunciado y la temperatura en la ciudad vieja es de 65,438°C. Las áreas densamente pobladas y las áreas industriales de las ciudades tienen las temperaturas más altas, convirtiéndose en los "picos" de las islas de calor (también conocidas como centros de islas de calor). La temperatura en el número 62 del centro de la ciudad alcanza los 18,6°C, 5,6°C más que en los suburbios de Chuansha y Jiading, y 6,5°C más que en el suburbio exterior de Songjiang. En Shanghai pueden aparecer islas de calor fuertes similares durante todo el año, especialmente en otoño e invierno, cuando el clima es despejado y sin viento.
El efecto isla de calor se puede observar en ciudades de todos los tamaños alrededor del mundo, independientemente de su latitud, ubicación marítima y terrestre, o relieve topográfico. La intensidad de su isla de calor está estrechamente relacionada con el tamaño de la ciudad, la densidad de población, el consumo de energía y la densidad de edificación.
Hay muchos factores que contribuyen a la formación de islas de calor urbanas (ver Tabla 8.10 para más detalles), entre los cuales los factores superficiales subyacentes, el calor generado por el hombre y las emisiones de gases de efecto invernadero son dos aspectos afectados por las actividades humanas. En la misma ciudad, bajo diferentes condiciones climáticas y meteorológicas, el efecto isla de calor a veces es muy obvio (sin viento en un día soleado), y la intensidad de la isla de calor puede alcanzar 6 ℃ -10 ℃, y a veces es muy débil o no evidente (viento fuerte, extremadamente inestable). Debido a la frecuente presencia del efecto isla de calor, las temperaturas medias mensuales y anuales en las grandes ciudades tienden a ser más altas que las de los suburbios cercanos.
(3) Efectos urbanos de isla seca e isla húmeda
La tabla 8.8 señala que la humedad relativa de las ciudades es menor que la de los suburbios, y existe un evidente efecto de isla seca. que es una característica común del clima urbano. El impacto de las ciudades sobre la presión del vapor de agua atmosférico es complejo. Tomemos a Shangai como ejemplo.
Con base en la presión de vapor de agua promedio eu y la humedad relativa RHu de 11 estaciones en el área urbana en los últimos siete años (1984-1990), la comparamos con la presión de vapor de agua promedio er y la humedad relativa RHr de cuatro estaciones suburbanas circundantes durante el mismo período (ver Tabla 8.65438)
La humedad relativa tiene cambios diurnos obvios. Según mediciones reales, aunque los valores absolutos de △RHu-r cambian, todos son negativos. El "efecto isla urbana seca" está presente durante todo el día. La variación diurna de Δeu-r es diferente. Si calculamos el promedio de cuatro horas de observación en un día (02, 08, 14, 20:00), encontramos que en la mayoría de los meses del año son las 02:00 de la noche.
Isla Húmeda Urbana". En la estación cálida de abril a octubre, hay un fenómeno evidente de que las islas secas y las islas húmedas se alternan entre el día y la noche, especialmente en agosto. Figura 8.22 y Figura 8.23 ( omitido) Se dan ejemplos de alternancia de día y noche entre islas secas e islas húmedas el 13 de agosto de 1984 (isla seca urbana) y las 02:00 (isla húmeda urbana). Este fenómeno ocurre a menudo en la estación cálida en muchas ciudades europeas y americanas. p>
La formación del fenómeno anterior está estrechamente relacionada con los factores de la superficie subyacente y las condiciones climáticas. Durante el día, bajo la irradiación del sol, la cantidad de vapor de agua de la superficie subyacente ingresa al aire de bajo nivel. a través de la evaporación En las zonas urbanas (el espacio verde es pequeño, disponible para la evaporación) (menos vapor de agua) que en los suburbios, especialmente en pleno verano, los cultivos crecen intensamente en los suburbios y la diferencia de evapotranspiración natural entre los suburbios es mayor. Debido a la superficie rugosa subyacente (edificios densos y altura desigual) y al efecto de isla de calor, las turbulencias mecánicas y térmicas urbanas son más fuertes que en los suburbios. A través del intercambio vertical de turbulencias, la cantidad de vapor de agua transportada desde las áreas urbanas de bajo nivel. a grandes altitudes es mayor que en las áreas suburbanas. Ambos causan que la presión del vapor de agua cerca de la superficie en las áreas urbanas sea menor que en las áreas suburbanas, formando "islas urbanas secas". la estratificación del aire es estable, la temperatura en los suburbios desciende rápidamente, la presión del vapor saturado disminuye, una gran cantidad de vapor de agua se condensa en rocío en la superficie, la cantidad de vapor de agua residual a baja altitud es pequeña y la presión del vapor de agua disminuye rápidamente debido al efecto isla de calor. Hay mucha menos turbulencia en los suburbios por la noche y la cantidad de intercambio de vapor de agua con gran altitud es pequeña. La presión del vapor de agua cerca del suelo en el área urbana es mayor que en los suburbios. , formando una "isla húmeda urbana". Este tipo de isla húmeda urbana se llama "condensación" debido a la diferente cantidad de condensación en los suburbios. La "isla húmeda" generalmente se forma unas horas después del atardecer y se mantiene durante la noche. es un ejemplo de isla húmeda por condensación. Después del amanecer, la temperatura en los suburbios aumenta y el rocío se evapora. Pronto, la presión del vapor de agua en los suburbios es mayor que la de la ciudad. van inevitablemente acompañadas de islas de calor urbanas, porque las islas urbanas secas son una de las razones de la formación de islas de calor urbanas (la ciudad consume menos calor), y las islas urbanas húmedas primero deben existir. p>