Air pollution, greenhouse gases and climate change: Global and regional perspectives

Atmospheric Environment 43 (2009) 37-50

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La contaminacin del aire, gases de efecto invernadero y el cambio climtico: perspectivas globales y regionalesV. Ramanathan*, Y. FengInstitucin Scripps de Oceanografa de la Universidad de California en San Diego, Estados Unido

a b s t r a c t

Palabras clave: El calentamiento global de la contaminacin del aireAerosoles Gases de efecto invernadero

Gases de efecto invernadero (GEI) calientan la superficie y la atmsfera con cativas implicaciones signi fi de las precipitaciones, retroceso de los glaciares y el hielo marino, el nivel del mar, entre otros factores. Hace unos 30 aos, se reconoci que el aumento de ozono troposfrico de la contaminacin del aire (NOX, CO y otros) es un importante efecto invernadero obligando plazo. Adems, el reconocimiento de uorocarbons fl cloro (CFC) sobre el ozono estratosfrico y sus efectos climticos vinculado qumica y el clima fuertemente. Lo que es menos reconocido, sin embargo, es un problema global importante comparativamente frente a la contaminacin del aire. Hasta hace unos diez aos, se pensaba que la contaminacin del aire a ser slo una zona urbana o un problema local. Pero los nuevos datos han revelado que la contaminacin del aire es transportado a travs de continentes y cuencas ocenicas debido al transporte rpido de largo alcance, lo que resulta en penachos trans-ocenicas y trans-continentales de nubes marrones atmosfricas (ABC) que contienen partculas de tamao sub micrn, es decir, aerosoles. ABC interceptar la luz solar mediante la absorcin, as como re fl ejo de ella, los cuales conducen a una gran atenuacin superficie. El efecto de atenuacin es an mayor debido a los aerosoles pueden nucleada ms gotas de las nubes, lo que hace las nubes reflejan ms la radiacin solar. La atenuacin tiene una superficie efecto de enfriamiento y disminuye la evaporacin de la humedad de la superficie, por lo que se ralentiza el ciclo hidrolgico. Por otro lado, la absorcin de la radiacin solar por negro de carbn y algunos compuestos orgnicos aumentan calefaccin atmosfrica y tienden a amplificar el calentamiento de efecto invernadero de la atmsfera. ABC se concentran en puntos calientes regionales y mega-ciudad. Transporte a larga distancia de estos puntos calientes causa penachos general por los ocanos adyacentes. Tal patrn de atenuacin superficie regionalmente se concentr y calefaccin solar atmosfrica, acompaado por oscurecimiento generalizado sobre los ocanos, da lugar a grandes efectos regionales. Slo en la ltima dcada, hemos comenzado a comprender las sorprendentemente grandes impactos regionales. En S. Asia y Norte de Africa, el gran gradiente norte-sur en el oscurecimiento ABC ha alterado tanto los gradientes norte-sur en las temperaturas de la superficie del mar y el contraste de tierra-ocano de las temperaturas de superficie, que a su vez ralentizar la circulacin del monzn y la disminucin las precipitaciones en los continentes. Por otro lado, calefaccin por el carbono negro se calienta la atmsfera a niveles elevados de 2 a 6 km, donde se encuentran la mayora de los glaciares tropicales, fortaleciendo as el efecto de los GEI en el retiro de paquetes de nieve y glaciares en los glaciares del Hindu Kush-Himalaya-Tibetana .A nivel mundial, la superficie efecto de ABC de enfriamiento puede haber enmascarado hasta un 47% del calentamiento globalgases de efecto invernadero, con un margen de incertidumbre de 20-80%. Esto presenta un dilema ya que los esfuerzos para frenar la contaminacin del aire puede desenmascarar al efecto de enfriamiento ABC y mejorar el calentamiento de la superficie. Por lo tanto los esfuerzos para reducir los GEI y la contaminacin del aire se debe hacer bajo un marco comn. Las incertidumbres en nuestra comprensin de los efectos de ABC son grandes, pero estn descubriendo nuevas formas en que las actividades humanas estn cambiando el clima y el medio ambiente.

2008 Elsevier Ltd. Todos los derechos reservados.

1. Introduccin

Este artculo es en gran medida una perspectiva sobre el papel de la contaminacin del aire en el cambio climtico. En l se resumen los acontecimientos ocurridos desde mediados de la dcada de 1970. Antes de ese momento, el problema del cambio climtico se percibe en gran medida como un tema del calentamiento global CO2 restringida. Adems, este trabajo tambin proporciona nuevos conocimientos sobre cuestiones emergentes como el oscurecimiento global, el papel de la contaminacin atmosfrica en enmascarar el calentamiento global,

*Autor correspondiente.Direccin de correo electrnico: vramanathan@ucsd.edu (V. Ramanathan).

y su papel potencialmente importante en los cambios climticos regionales, como la ralentizacin del sistema S. monzn asitico, y la retirada de rtico hielo marino y los glaciares tropicales. Se concluye con una discusin sobre cmo las leyes de mitigacin de la contaminacin atmosfrica es probable que sea un factor importante que determina las tendencias de calentamiento climtico de las prximas dcadas.

2. El papel de las interacciones con el clima de qumica en el calentamiento global

El primer trabajo acadmico y cuantitativa sobre el efecto invernadero del dixido de carbono se hizo hace casi cien aos por

1352-2310 / $ - Ver la materia frente 2008 Elsevier Ltd. Todos los derechos reservados. doi: 10.1016 / j.atmosenv.2008.09.063

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Svante Arrhenius, el qumico sueco Nobel. Arrhenius (1896) desarrollado un modelo matemtico simple para la transferencia de energa radiante a travs del sistema atmsfera-superficie, y resolvi analticamente para mostrar que una duplicacin de la concentracin de CO2 en la atmsfera dara lugar a un calentamiento de la superficie por tanto como 4 a 5 K. Desde entonces , ha habido una enorme cantidad de trabajo en la ciencia del calentamiento global, que culmin con el ya famoso Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climtico (IPCC) reporta. En este trabajo, nos gustara centrarse en las bases cient fi cas de la relacin entre los gases de efecto invernadero y el calentamiento global, y luego colocar el papel de la contaminacin del aire en ese contexto.

2.1. Inadvertida modi fi cacin de la atmsfera

La atmsfera es una capa delgada de gases, partculas y las nubes que rodean el planeta. Es en esta capa delgada que se estn deshaciendo de varios miles de millones de toneladas de contaminantes al ao. Las principales fuentes de esta contaminacin incluyen la quema de combustibles fsiles para la generacin de energa y el transporte; cocinar con combustibles slidos; y la quema de bosques y sabanas. El ltimo subproducto de todas las formas de la quema es la emisin del gas incoloro, dixido de carbono (CO2). Pero tambin hay productos de combustin incompleta, como el CO y NOx, que pueden reaccionar con otras especies gaseosas en la atmsfera. El efecto neto de estas reacciones es la produccin de ozono, otro gas de efecto invernadero. El consumo de energa tambin conduce a los gases precursores de aerosoles (por ejemplo, SO2) y aerosoles primarios en la atmsfera, que tienen impactos negativos directos sobre la salud humana y los ecosistemas.

2.2. De lo local a la contaminacin regional y global

Cada parte del mundo est conectado con todas las otras partes a travs del transporte atmosfrico rpido. Por ejemplo, Fig. 1 espectculos una instantnea de cmo el aire puede viajar de una regin a otra dentro de una semana. Las trayectorias muestran claramente que las parcelas de aire pueden viajar miles de kilmetros a travs de Asia Oriental en N canos ica; a partir de N Amrica a travs del Atlntico hacia Europa; de S Asia a E de Asia; de Australia en la Antrtida, y as sucesivamente. Los datos de los aviones y de satlite revelan claramente que dentro de una semana, las emisiones pueden ser transportados al otro lado del mundo en penachos trans-ocenicas y transcontinentales, no importa si son de Asia, o N Amrica o frica.

El tiempo de vida de una molcula de CO2 en la atmsfera es del orden de un siglo o ms. Esto es ms que suf tiempo fi ciente para los miles de millones de toneladas de CO2 por el hombre para cubrir uniformemente el planeta como una manta. El constante aumento de CO2 en la atmsfera ha sido documentado ampliamente. La pregunta es, por qu preocuparse por este manto gaseoso incoloro?

2.3. El sistema climtico: controladores bsicos

La radiacin solar incidente impulsa el sistema climtico, atmsfera qumica esfrica, as como la vida en la Tierra. Alrededor del 30% de la energa solar entrante es reflejada de vuelta al espacio. El saldo de 70% es absorbida por el sistema de superficie y la atmsfera. Esta energa calienta el planeta y la atmsfera. A medida que la superficie y la atmsfera se calientan, emiten la energa en forma de radiacin infrarroja, tambin referido como "radiacin de onda larga '. As el proceso de la entrada (energa solar hacia abajo menos la refleja) net calentamiento de la energa solar del sistema y la radiacin de calor saliente desde el planeta ms caliente que escapa al espacio contina, hasta que los dos componentes de la energa estn en equilibrio. En un sentido promedio, es este balance de energa de radiacin que proporciona una restriccin de gran alcance para la temperatura media global del planeta. Gases de efecto invernadero (GEI) absorben y emiten radiacin de onda larga, mientras que los aerosoles absorben y dispersan la radiacin solar. Los aerosoles tambin absorben y emiten radiacin de onda larga (especialmente los aerosoles de gran tamao, como el polvo), pero este proceso no es significativo para los aerosoles antropognicos ms pequeos.

2.4. El efecto invernadero: las emisiones de CO2 cobija

En una fra noche de invierno, una manta mantiene el cuerpo caliente no porque la manta emite ninguna energa. Ms bien, la manta atrapa el calor del cuerpo, evitando que se escape a los alrededores ms fros. Del mismo modo, la manta de CO2, atrapa la radiacin de onda larga emitida por el planeta. La captura de la radiacin de onda larga es dictado por la mecnica cuntica. Los dos tomos de oxgeno en CO2 vibran con el tomo de carbono en el centro y la frecuencia de esta vibracin coincide con algunas de las longitudes de onda infrarrojas de la radiacin de onda larga. Cuando la frecuencia de la radiacin de la superficie de la Tierra y la atmsfera coincide con la frecuencia de vibracin CO2, la radiacin es absorbida por CO2, y se convierte en calor por la colisin con otras molculas de aire, y luego

Fig. 1. la naturaleza trans-continental potencial del '' neblina ''. Trayectorias hacia adelante desde Londres, Pars, Berln, India, China, Mxico y los Estados Unidos del este y oeste, a 700 mb, en marzo de 14- 21, 1999 (Cortesa de TN Krishnamurti).

dado de nuevo a la superficie. Como resultado de esta captura, la radiacin de onda larga saliente se reduce mediante el aumento de CO2. No tanto el calor se escapa de equilibrar la radiacin solar entrante neta. Hay un exceso de energa trmica en el planeta, es decir, el sistema est fuera de equilibrio de energa. Como el CO2 est aumentando con el tiempo, la manta de infrarrojos est volviendo ms gruesa, y el planeta se est acumulando este exceso de energa.

2.5. El calentamiento global: deshacerse del exceso de energa

Cmo el planeta deshacerse del exceso de energa? Sabemos por las leyes infrarrojas bsicas de la fsica, la ley de la radiacin del cuerpo negro la llamada de Planck, que los cuerpos ms calientes emiten ms radiacin. As que el sistema planetario se librar de este exceso de energa en el calentamiento y emitiendo tanto ms radiacin infrarroja, hasta que el exceso de energa atrapada se emite al espacio y el sistema tierra-atmsfera est en equilibrio. Eso, en pocas palabras, es la teora del efecto invernadero y el calentamiento global. Una modelizacin matemtica rigurosa de este paradigma balance energtico se origin por Arrhenius (1896),pero la contabilidad apropiada del balance energtico del sistema acoplado superficie-atmsfera tuvo que esperar el trabajo de Manabe y Wetherald en 1967 (Manabe y Wetherald, 1,967).

2.6. CFC: el gas de efecto invernadero sper

Durante casi ochenta aos desde que el papel de Arrhenius, los cientficos del clima asumen que el CO2 fue el principal o antropognico Hombre- gases de efecto invernadero hecho (por ejemplo, SMIC Informe de 1971). Desde CO2 no reacciona con otros gases en la atmsfera, el efecto invernadero era en gran medida un problema de resolver la fsica, termodinmica y dinmica del clima. Esta imagen cambi drsticamente cuando se descubri que hay otros gases hechos por el hombre, que en una base por molcula podra ser de hasta diez mil veces ms fuerte que el efecto invernadero CO2 (Ramanathan, 1975). Uorocarbons fl cloro, o CFC, utilizados como refrigerantes y propelentes en desodorantes, bombas de suministro de medicamentos, etc, son algunos de los ms fuertes de dichos gases sper invernadero. Estos son los gases puramente sintticos. En 1974, Molina y Rowland publicaron un famoso artculo en la revista Nature (Molina y Rowland, 1 974). Propusieron que CFC11 y CFC12 (conocido entonces como Fren 11 y Fren 12) se acumulan en la atmsfera incluyendo la estratosfera, a causa de su siglo o un mayor tiempo de vida. Segn su teora, la radiacin UV del sol foto- disociar la CFC, y los tomos de cloro liberados se catalyti- camente destruir el ozono en la estratosfera.Por qu Qu CFC tienen un efecto tan desproporcionadamente grande de efecto invernadero? Hay tres razones importantes (Ramanathan, 1975): (1) CFC absorben y emiten radiacin en la regin de 8-12 mm. El ambiente de fondo es bastante transparente en esta regin; es decir, la manta invernadero natural es ms delgado en la regin de 8-12 mm, y por esta razn esta regin se llama como la ventana atmosfrica. El vapor de agua de fondo tiene muy poca absorcin. (2) A continuacin, la e ciencia de la mecnica cuntica fi (tambin conocida como transicin proba- bilidad) de CFC es de aproximadamente 3-6 veces ms fuerte que debido al CO2. Adems, los CFC tienen muchas bandas de absorcin en esta regin. (3) Por ltimo, las concentraciones de CFC son tan bajos (partes por mil millones o menos) que su efecto aumenta linealmente con su concentracin, en tanto que la absorcin de CO2 est cerca de la saturacin, ya que su concentracin es de aproximadamente 300.000 veces ms grande. As que es mucho ms difcil para una molcula de CO2 para mejorar el efecto invernadero que los CFC. Estos tres factores se combinan para hacer CFC un gas sper invernadero. En un plazo de 10 aos despus de que el papel de CFC por Ramanathan en 1975, se aadieron varias decenas de gases de efecto invernadero antropognicos en la lista (por ejemplo, Wang et al., 1976; Ramanathan et al., 1985a). Ellos tienen caractersticas similares fuertes de absorcin en la regin de la ventana, por lo que la ventana de una ventana sucia (Fig. 2).

Fig. 2. absorcin espectral de gases traza en la ventana atmosfrica (Ramanathan, 1988).

2.7. Clima-qumica interacciones

Los descubrimientos independientes de los efectos de CFC en la qumica del ozono estratosfrico y el efecto invernadero, acoplados qumica atmosfrica fuertemente con el clima. Otro importante desarrollo que contribuy a la interaccin qumica con el clima es (Crutzen, 1972)Papel de Crutzen sobre el efecto de los xidos de nitrgeno (otra de contaminantes) en la capa de ozono estratosfrico. El ozono estratosfrico regula la radiacin solar UV y visible que llega al sistema superficie-troposfera (la primera fi 10-16 km desde la superficie donde se genera el tiempo); Adems, el ozono es un fuerte gases de efecto invernadero, que absorbe y emite radiacin en la regin de 9,6 mm. Se demostr que la reduccin de ozono en la estratosfera se enfriara no slo la estratosfera (se haba previsto anteriormente), pero tambin se enfriar la superficie (Ramanathan et al., 1.976). Esto fue sorprendente, ya que se esperaba que la radiacin solar adicional a la superficie (de reduccin de ozono en alto) para calentar la superficie. Si bien este hecho sucedido como se muestra por Ramanathan et al. (1976),la radiacin de onda larga reducido de la estratosfera ms fra y la reduccin de efecto invernadero ozono dominaron el efecto solar. Por lo tanto el clima y la qumica del aire quedaron fuertemente vinculados (Fig. 3). Hubo otro acontecimiento importante en 1976, cuando Wang et al. (1976) mostr metano y xido nitroso a ser fuertes gases de efecto invernadero, as. Ambos de estos gases tienen fuentes naturales, as como, los antropognicos (la agricultura; gas natural; aumento en el ganado

Fig. 3. Un esquema de interacciones qumica-clima (Ramanathan, 1980).

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poblacin, etc.). Estos dos gases tambin interfirieron con la qumica del ozono, y contribuyeron al aumento de la baja atmsfera de ozono junto con monxido de carbono y NOx (principales contaminantes del aire). Se demostr por Fishman et al. (1980) que el aumento del ozono troposfrico de la contaminacin atmosfrica (CO y NOx) es un importante contribuyente al calentamiento global. Hasta el Fishman et al. (1980) estudio, baja atmsfera ozono fue reconocido slo como un contaminante. As, en cuestin de cinco aos despus del descubrimiento del efecto invernadero CFC, la qumica surgi como un importante proceso de forzamiento climtico (Fig. 3).As, a travs del ozono troposfrico, la contaminacin del aire se convirti en una fuente importante para el calentamiento global. El problema del calentamiento global no era slo un problema del CO2, pero se reconoci como un rastro de gas - problema del cambio climtico.

2.8. Reconocimiento y liderazgo de la OMM en IPCC

Pero tuvieron que pasar cinco aos ms para la comunidad climtico para aceptar este punto de vista, cuando la OMM encarg un comit para examinar la cuestin del efecto invernadero de los gases traza. El comit public como un informe de la OMM en 1985, y lleg a la conclusin de que los gases de traza distintos del CO2 contribuyeron tanto como CO2 al clima forzamiento antropognico desde la poca preindustrial (Ramanathan et al., 1985b). Este informe tambin dio una de fi nicin del trmino ampliamente utilizado: radiacinAtive Forzar, que todava es utilizado por la comunidad. Poco Por lo despus, la OMM y el PNUMA formaron el Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climtico (IPCC) en 1988. El IPCC (2001) informe confirmaron que el CO2 contribuy aproximadamente la mitad del total obligando y el saldo se debe a los aumentos en el metano, el xido nitroso, los carbonos halo y el ozono. El radiativo forzamiento antropognico de pre-industrial hasta ahora (ao 2005) es de aproximadamente 3 Wm-2, de los cuales alrededor1,6 Wm-2 se debe al aumento de CO2 y el resto se debe a los CFC y otros halocarbonos, el metano, el xido nitroso, ozono y otros. La unidad Wm-2 representa el nmero de vatios de energa por aadimetro cuadrado de la superficie de la Tierra.

3. Prediccin y deteccin: el calentamiento falta

3.1. Cuando se detecta el calentamiento?

A medida que la importancia del efecto invernadero de los gases traza comenz a surgir, se hizo evidente que el problema del clima era ms inminente de lo previsto anteriormente. De hecho, se predijo por Madden y Ramanathan en 1980 que deberamos ver el calentamiento para el ao 2000 (Enloquecer y Ramanathan, 1980). El informe del IPCC publicado en 2001 con fi rmado esta prediccin, pero la tendencia al calentamiento observado de aproximadamente 0,8 C 1900-2005, fue un factor de dos a tres ms pequeos que la magnitud prevista por la mayora de los modelos, como se muestra a continuacin.

3.2. Magnitud del calentamiento predicho

IPCC (2007) concluye que el sistema climtico se calentar por 3 C (2 C-4.5 C) para una duplicacin del CO2. El forzamiento radiativo para una duplicacin del CO2 es 3,8 Wm-2 (T15%) (Ramanathan et al., 1979; IPCC, 2001). Por lo tanto, se infiere que el trmino sensibilidad del clima (tambin conocido como retroalimentacin climtico) es 1,25 Wm-2 C-1 ( 3,8 Wm-2/3 C), es decir, se tarda 1,25 Wm-2 para calentar la superficie y la atmsfera por 1 C. Si el planeta, incluyendo la atmsfera, iban acalentar uniformemente sin cambios en su composicin incluyendo las nubes, vapor de agua y la capa de nieve / hielo, tardar 3,3 Wm-2 para calentar el planeta por 1 C. La reduccin en el trmino de retroalimentacin desde3,3 Wm-2 C-1 a 1,25 Wm-2 C-1 se debe al clima positivo retroalimentacin entre la temperatura atmosfrica (T) y vapor de agua,la nieve y el hielo marino. Bsicamente lo que se calienta el ambiente, la presin de vapor de saturacin aumenta exponencialmente (alrededor de un 7% por incremento C en T); y como resultado, la humedad aumenta proporcionalmente.

Desde el vapor de agua es el gas de efecto invernadero ms fuerte en la atmsfera, el aumento de vapor de agua efecto invernadero amplifica el calentamiento inicial. Del mismo modo, la capa de nieve y el hielo marino se encoge con el calentamiento, lo que mejora la absorcin solar por la superficie ms oscura subyacente, amplificando as el calentamiento (IPCC, 2007).Usando el IPCC (2007) radiativo estimado forzando de 3 Wm-2debido a los gases de efecto invernadero antropognicos y el trmino retroalimentacin clima de1,25 Wm-2 C-1, se obtiene el calentamiento esperado debido a la pre-industrial acumulacin de gases de efecto invernadero como 2.4 C (1.6 C a 3.6 C). Esto deberaser comparado con el calentamiento observado de 0,8 C de 1850 aahora. IPCC (2007) infiere que alrededor del 30% (aproximadamente 0,2 C) del calentamiento observado se debe a factores naturales, como las tendencias en forzar debido a la actividad volcnica y la insolacin solar. Mientras que el calentamiento observado es coherente con los gases de efecto invernadero forzando, su magnitud es menor por un factor de aproximadamente 3W4. Un punto a destacar es que el calentamiento previsto de 2,4 C es el calentamiento de equilibrio, que es bsicamente el calentamiento observaremos dcadas de siglo a partir de ahora, si llevamos a cabo los niveles de gases de efecto invernadero constantes en los niveles actuales. Parte del calor se almacena en el ocano debido a su enorme inercia trmica. Se mezcla el calor por la turbulencia rpidamente (en cuestin de semanas o meses) al fi primer 50-100 m de profundidad. De all en alrededor de un par de aos paradcadas, la circulacin ocenica a gran escala se mezcla el calor hasta alrededor de 500 a 1.000 m de profundidad. Algunos de el exceso de energa atrapada sigue circulando en el ocano. Los oceangrafos han estimado que alrededor0.6 (T0.2) Wm-2 de los 3 Wm-2 est siendo almacenado en el ocano (Barnettet al., 2001). As que alrededor de 0,5 C ( 0,6 Wm-2 / 1.25 Wm-2 C-1) del calentamiento se mostrar en las prximas dcadas a un siglo. AnTiene que cuenta para el calentamiento faltante de alrededor de 1,3 C { 2,4 C- (0.8 C - 0.2 C 0,5 C)}.Resumamos nuestras deducciones hasta el momento. Sobre la base de la acumulacin de gases de efecto invernadero desde los albores de la era industrial, hemos cometido (usando la terminologa de Ramanathan, 1988)el planeta de un calentamiento de 2,4 C (1.6 a 3.6 C). Acerca de 0,6 C del calentamiento observado se puede atribuir a los gases de efecto invernadero obligando; y aproximadamente 0,5 C se almacena en los ocanos; y el saldo de 1,3 C es en paradero desconocido. El escenario est establecido para considerar el efecto de enmascaramiento de los aerosoles, un tema que fue perseguido activamente desde la dcada de 1970 (por ejemplo, ver Mitchell, 1970,y Rasool y Schneider, 1971).Aerosoles empezar como bruma urbana o rural de humo, y, finalmente, convertirse en penachos trans-continentales y transocenicos que consisten en el sulfato, nitrato, cientos de compuestos orgnicos, el carbono negro y otros aerosoles. Para subrayar su origen la contaminacin del aire, nos referimos a los aerosoles atmosfricos como las nubes marrones (ABC) (Ramanathan y Crutzen, 2003).

4. Marrn atmosfrica nubes: radiativo global y regional forzando

Adems de aadir gases de efecto invernadero, las actividades humanas tambin contribuyeron a la adicin de los aerosoles (partculas condensadas en tamao sub micrones) a la atmsfera. Desde 1970 (Mitchell, 1970), los cientficos han especulado que estos aerosoles estn reflejando la luz solar de vuelta al espacio antes de llegar a la superficie, y por lo tanto contribuyen a un enfriamiento de la superficie. Esto fue ms fuego definido por Charlson et al. (1.990) con un modelo de transporte qumico. Ellos hicieron una estimacin del efecto de enfriamiento de los aerosoles de sulfato (resultantes de la emisin de SO2), y concluyeron que el enfriamiento de sulfato puede sersustancial. En esencia, las concentraciones de aerosol aumentaron en el tiempojunto con gases de efecto invernadero, y el efecto de enfriamiento de los aerosoles han enmascarado algunos de los calentamiento por efecto invernadero. Estamos eligiendo la palabra '' mscara '' deliberadamente, porque cuando nos deshacemos de la contaminacin del aire, el enmascaramiento desaparecera y la magnitud del calentamiento comprometido de 2,4 C aparecera. Varias decenas de grupos de todo el mundo estn trabajando en este efecto de enmascaramiento usando modelos y datos de satlite. Por lo tanto, la aparicin de ABC como un agente importante de cambio climtico une los tres de los principales del medio ambiente

problemas relacionados con el ambiente bajo un marco comn (Fig. 4).Nuestra comprensin de los efectos de estos aerosoles ha ido comprender una importante revisin, debido a los nuevos hallazgos experimentales de observaciones fi eld, como el Experimento del Ocano ndico (Ramanathan et al., 2001a)y ACE-Asia (Huebert et al., 2003), Entre otros, y los estudios de modelizacin mundial (por ejemplo, Boucher et al., 1998; Penner et al., 1998; Lohmann y Feichter, 2001; Menon et al., 2002; Penner et al., 2003; Lohmann et al., 2004; Liao y Seinfeld, 2005; Llevar- mura et al., 2005; Penner et al., 2006). Aerosoles mejorar la dispersin y absorcin de la radiacin solar, y tambin producen nubes ms brillantes que son menos eficientes en la liberacin de la precipitacin. Estos a su vez conducen a grandes reducciones en la cantidad de radiacin solar que llega a la superficie de la Tierra, un aumento correspondiente en la calefaccin solar atmosfrica, los cambios en la estructura trmica atmosfrica, enfriamiento de la superficie, la interrupcin de los sistemas de circulacin regionales, como los monzones, la supresin de las lluvias, y menos ef eliminacin fi ciente de los contaminantes. Negro de carbono, sulfato, y orgnicos juegan un papel importante en la regulacin de la superficie (por ejemplo, IPCC, 2007; Figura. 2,21; Ramanathan y Carmichael, 2008, Figura 2). Aerosoles artificiales han atenuado la superficie del planeta, mientras que por lo que es ms brillante en la parte superior de la atmsfera.Juntos los efectos de la radiacin aerosol y microfsicas lataconducir a un ciclo hidrolgico ms dbil y el secado del planeta, que conecta los aerosoles directamente a la disponibilidad de agua dulce, un importante problema ambiental del siglo 21 (Ramanathan et al., 2001b). Por ejemplo, la sequa del Sahel durante el ltimo siglo se atribuye por los modelos a los aerosoles (Williams et al., 2001; Rotstayn y Lohmann, 2002). Adems, nuevos estudios acoplados ocano-atmsfera modelo sugieren que los aerosoles pueden ser la principal fuente de algunos de la desecacin observada de las regiones terrestres del planeta durante los ltimos 50 aos (Ramanathan et al., 2005; Held et al., 2005; Lambert et al., 2005; Chung y Ramanathan, 2006). Cambios radiativos A escala regional, aerosoles inducida (forzando) son un orden de magnitud mayor que la de los gases de efecto invernadero; pero los efectos globales del clima del invernadero forzando an ms importante debido a su naturaleza global. Hay una distincin importante que hacer. Mientras que el calentamiento debido a los gases de efecto invernadero har que el planeta ms hmedo, es decir, ms precipitacin, la gran reduccin de la radiacin solar superficie debido a los aerosoles absorbentes har que el planeta ms seco.

4.1. Regional penachos de extensas nubes marrones

Marrn las nubes se asocian generalmente con la bruma urbana parduzco como visto en el horizonte en la mayora de los cielos urbanos. El color marrn se debe a la fuerte absorcin solar de carbono negro en el holln y el NO2. Debido al transporte atmosfrico rpido, lo urbano y rural

Contaminacin del aire (ABC)Haze; Smog; Los aerosoles; La lluvia cida, ozono

Agujero de ozonoGlobal Calentamiento

Fig. 4. ABC, que han surgido como un agente importante de cambio climtico, enlaza con tres problemas ambientales: agujero de ozono, la contaminacin atmosfrica y el calentamiento global.

bruma se convierte en penachos transocenicas y trans-continentales generalizadas de ABC en pocos das a una semana. Hasta el ao 2000 tuvimos que depender en gran medida de los modelos globales para caracterizar su estructura a gran escala. El lanzamiento del satlite TERRA con el instrumento MODIS proporciona una nueva perspectiva de la cuestin ABC, porque MODIS fue capaz de recuperar profundidades aerosol pticos (ordenadores delegados) y el tamao de partcula efectivo sobre la tierra, as como los ocanos (Kaufman et al., 2002). Adems, AERONET terrestre de la NASA (Aerosol Robotic Red) sitios con espectrorradimetros exploracin solar de disco proporciona no slo la verdad de tierra ms de 100 lugares en todo el mundo, pero la profundidad ptica de absorcin tambin aerosol y nica albedo tering disper- (Holben et al., 2001).Las observaciones de campo, como el Experimento del Ocano ndico (RAM- anathan et al., 2001a) Y ACE-Asia (Huebert et al., 2003) Proporcionado datos in situ para la composicin qumica de ABC, as como su distribucin vertical. Otra novedad importante es la llegada de las observaciones atmosfricas con ligeros y vehculos areos no tripulados autnomos (vehculos areos no tripulados), que podran ser fl propia en la formacin apilada para medir velocidades de calentamiento directamente solares debido a la ABC (Ramanathan et al, 2007a.; Ramana et al., 2007). Mediante la integracin de estos datos y asimilarlos en un marco global, Chung et al. (2.005) y Ramanathan et al. (2007b) fueron capaz de proporcionar una distribucin global de las propiedades pticas del aerosol de regulacin y calefaccin solar atmosfrica para el periodo 2000-2003 el tiempo. El uso de estos conjuntos de datos integrados, caracterizamos las diferentes columnas de ABC en todo el mundo (Fig. 5). La figura muestra ordenadores delegados antropognicas por las cuatro estaciones del ao. Las siguientes columnas principales son identi fi cados en Fig. 5:

1) Diciembre a marzo: Indo-Asitico-Pacfico Plume; N Atlantic-africana-S Ocano ndico Plume;2) Abril-junio: N Atlantic-africana-S Ocano ndico Plume; E de Asia-Pacfico-N Americana Plume; Plume latinoamericana;3) Julio-agosto: N Americana Plume; Plume Europea; SE Asitico-Plume australiana; N Atlantic-africana-S Ocano ndico Plume; Plume amaznica;4) Setiembre a noviembre: E Asia-Pac fi co-N Americana Plume;Plume latinoamericana.

Cabe sealar que ABC se producen durante todo el ao en la mayora de regiones ocenicas y continentales adyacentes, pero su pico de concentraciones en algunas estaciones: la estacin seca en los trpicos y temporadas de verano en las zonas tropicales de ms. Ordenadores delegados simulados para el ao 2001 mediante un modelo de transporte qumico (el modelo LLNL / IMPACTO en la Univ. De Michigan) documentados en otras partes (Liu y Penner, 2002; Rotman et al., 2004; Liu et al., 2005; Feng y Penner, 2007) Se muestra en Fig. 6 (Feng y Ramanathan, en preparacin). Ya est es la correspondencia general entre penachos regionales derivados de observaciones ordenadores delegados nalmente recuperados y ordenadores delegados simulados. Las simulaciones tambin revelan la penachos dependientes estacionalmente identi fi cado de los valores asimilados; ya que las escalas de color y las estaciones son idnticos en las dos figuras, se puede observar que los valores Simular tambin son cuantitativamente consistente.

4.2. Distribucin mundial de atenuacin

La principal fuente de regulacin es la absorcin de ABC de la radiacin solar directa. Esto es an mayor por el reflejo de radiaciones solar de vuelta al espacio por ABC. Esto debe contrastarse con el TOA obligando esto es solamente debido a la reflexin de la radiacin solar de vuelta al espacio. Esta distincin ha sido ignorado con frecuencia; Como resultado, la regulacin ha sido errneamente vinculado con las tendencias de enfriamiento de la superficie (por ejemplo, Wild et al., 2004; Calles et al., 2006). Los problemas con este enfoque son los siguientes: para el carbono negro, el oscurecimiento en la superficie se acompaa de forzamiento positivo en la parte superior de la atmsfera (Ramanathan y Carmichael, 2008), Por lo que es errneo

Fig. Penachos 5. Trans-ocenicas y transcontinentales ABC, representados por la profundidad ptica de aerosoles antropognicos asimilados en las cuatro estaciones del ao (Chung et al., 2005; Ramanathan et al., 2007b).

44V. Ramanathan, Y. Feng / Medio ambiente atmosfrico 43 (2009) 37-50

V. Ramanathan, Y. Feng / Medio ambiente atmosfrico 43 (2009) 37-5049

asumir oscurecimiento se traducir en refrigeracin. Adems, como veremos ms adelante, el oscurecimiento superficial debido a ABC con aerosoles de absorcin es un factor de 2.5 mayor que el aerosol TOA forzar, y para muchas regiones que pueden ser incluso de signo opuesto. La mayor parte de la absorcin solar se debe al carbono elemental y algunos compuestos orgnicos, y estas especies de aerosol se denominan carbono negro. La reflexin de la radiacin solar se debe al sulfato, nitrato, materia orgnica, fl ash y y polvo. Atenuacin adicional es causada por los aerosoles de sulfato solubles (por ejemplo) de nucleacin ms gotas de las nubes, que a su vez mejoran la reflexin de la radiacin solar de vuelta al espacio. Pero la principal fuente de oscurecimiento se debe a la absorcin directa y la reflexin de la radiacin solar por aerosoles como se muestra en Fig. 7,junto con las emisiones de negro de carbn y azufre (precursor gaseoso de sulfato). En la mayor parte

regiones de los penachos ABC, la atenuacin es grande en el intervalo de 6- 25 Wm-2. En las regiones ocenicas remotas, la regulacin es mucho ms pequeo y est en el intervalo de 1-3 Wm-2. Los grandes valores de atenuacin msregiones ocenicas a favor del viento de los continentes contaminadas son consistentes con los resultados del Experimento del Ocano ndico (Ramanathan et al., 2001a).Forzamientos globales promedio de ABC en la superficie, en la atmsfera,y en la parte superior de la atmsfera se comparan con el invernadero obligando en Fig. 8.En el TOA, el ABC (es decir, BC no-BC) forzamiento de -1,4 W m-2, que incluye un -1 W m-2 indirecta obligando,puede tener enmascarado tanto como 50% (T25%) del forzamiento global debido a gases de efecto invernadero. El aerosol estimado forzamiento de -1,4 W m-2 debido a la ABC est dentro del 15% del forzamiento de los aerosoles deriva en el reciente informe del IPCC

Fig. 6. simulada profundidad ptica de aerosoles antropognicos para el ao 2001, el uso de un modelo de transporte qumico.

Fig. 7. Emisiones de (a) negro de carbn (Bond et al., 2004), Y (b) azufre (Nakicenovic et al., 2000). Y el oscurecimiento global simulada en la superficie debido a ABC (Chung et al., 2005).

(IPCC, 2007). El principal punto a tener en cuenta es que, debido a la absorcin solar dentro de la atmsfera (3 Wm-2), la superficie ABC forzando (-4,4 Wm-2) es un factor de 3 mayor que el TOA forzando (-1,4 Wm-2 ). La atenuacin en la superficie es de aproximadamente esti-acoplado como superficie forzando / (1-As), donde As es albedo de la superficie. Suponiendo una media medida de 0,15, se obtiene para la atenuacin-5,2 Wm-2 ( -4,4 Wm-2 / 0.85). Esta es la atenuacin queocurri durante 2000-2002, debido a los aerosoles antropognicos, o, ABC. Dado que las emisiones de algunos precursores de aerosoles tales como SO2 alcanz su punto mximo en el 1970, seguido por una disminucin de alrededor del 30% a partir de la dcada de 1970 hasta la fecha, el oscurecimiento durante la dcada de 1970 podra haber sido ms grande.Hay una diferencia importante entre la atenuacin por dispersin de aerosoles como sulfato, y que debido a la absorcin de los aerosoles como el holln. Para sulfato, el oscurecimiento en la superficie es casi el mismo

como el forzamiento radiativo neto debido al aerosol, ya que no hay calentamiento compensatorio de la atmsfera; por lo tanto, una comparacin directa de la superficie de la regulacin mediante GEI forzando es apropiado. Para holln, sin embargo, la atenuacin en la superficie es en su mayora por el aumento en la absorcin solar atmosfrica, y por lo tanto la atenuacin no vuelve necesariamente reflejar un efecto de enfriamiento. Tambin hay que sealar que la atenuacin en la superficie debido a la absorcin solar holln puede ser un factor de 3 mayor que el oscurecimiento debido a la reflexin de la energa solar (un efecto de enfriamiento).

4.3. Cmo tiempo ha el oscurecimiento estado sucediendo?

IPCC (2007) estimaciones que el aerosol promedio global neta forzar desde la pre-industrial para el ao 2005 es negativo. Este forzamiento negativo se debe a una mayor reflexin de la radiacin solar. La deduccin de

Fig. 8. radiativo global promedio forzamiento de ABC en la superficie (caja marrn), en la atmsfera (caja azul), y en la parte superior de la atmsfera (en la parte superior), en comparacin con el forzamiento de los gases de efecto invernadero (GEI). Forzamientos positivos y negativos se muestran en magenta y azul colores, respectivamente (Fuente: Ramanathan y Carmichael, 2008.).

este hallazgo es que el oscurecimiento global escala ha estado sucediendo desde la pre-industrial a la empresa. La magnitud de la forzamiento de los aerosoles desde IPCC (2007) es -1,2 Wm-2. En trminos de tendencia, asumiendo quela mayor parte del forzamiento de los aerosoles es a partir de 1900, la tendencia es del orden de -0,1 (con una incertidumbre del factor de 2) Wm-2 por dcada. Sin embargo, el forzamiento en la superficie (-4,4 Wm-2) es mucho mayor en magnitud que el TOA forzando como se muestra en Fig. 8. La tendencia mundial de atenuacin debido a la ABC es ms probable de la orden de-0,5 Wm-2 por dcada (con una incertidumbre de factor de dos). Tambin hay que sealar que la atenuacin habra sido mayor enla dcada de 1970 cuando la emisin de SO2 alcanz su punto mximo (Calles et al., 2006).Ahi tenemos habido numerosos estudios que afirmaban la reduccin generalizada de la radiacin solar en la superficie (Gilgen et al., 1998; Ohmura et al., 1989; Stanhill y Cohen, 2001; Liepert, 2002), Utilizando la red superficial de radimetros (principalmente piranmetros de banda ancha). Comenzamos con el primer estudio que utiliz el trmino '' oscurecimiento global '' (Stanhill y Cohen, 2,001). Ellos revisaron estudios anteriores y subregionales seleccionan los datos para incluir slo radimetros termopila y su conjunto de datos incluyen ms de 150 estaciones, tanto del hemisferio norte y el sur. Los datos cubren el perodo de 1958 a 1992. Con base en el anlisis de este conjunto de datos, que reportaron un nivel mundialpromediado atenuacin de -20 Wm-2 por un perodo de 34 aos desde 1958 hasta1992. Esto fue seguido por Liepert (2002), Que llev a cabo un anlisis de tendencias de la llamada red de GEBA de piranmetros (ms de 150 estaciones) que mantiene Ohmura et al. (1989) para el periodo 1961-1990. Liepert diferenciada la superficie-decadal solar promedio radiaciones entre 1981 hasta 1990 y de 1961 hasta 1970 y obtuvo un '' a nivel mundialpromediado '' oscurecimiento de -7 Wm-2. Aunque Liepert se refiere a latendencia inferido como una forma de tendencia treinta aos 1.961 mil a 1 mil novecientos noventa, es realmente una tendencia veinte aos ya que la diferencia es entre dos perodos de diez aos (1961-1970 y 1981-1990) separados por 20 aos. Estas tendencias son para la radiacin solar hacia abajo mientras que necesitamos la tendencia en la radiacin solar absorbida, que se obtiene multiplicando la tendencia radiacin solar hacia abajo por 0.85 (siguiente Wild et al., 2004). Por lo tanto la tendencia de 20 aos (1965-1985) en el solar absorbidaradiacin es -6 Wm-2 para Liepert (2002), Mientras que la tendencia de 34 aos(1958-1992) en la radiacin solar absorbida en la superficie es-17 Wm-2 para Stanhill y Cohen (2001).El mensaje subyacente es que la tendencia de atenuacin ha estado ocurriendo por lo menos desde la dcada de 1950en adelante.Mediante el anlisis de conjuntos de datos ms adelante GEBA, Wild et al. (2.005) la conclusin de que la tendencia de atenuacin est invirtiendo en la mayora de lugares del planeta, excepto sobre S Asia. Ellos sugieren que esta inversin de brillo comenz alrededor de 1990. La mayor parte de las estaciones de GEBA analizados en sus conjuntos de datos revelaron brillo. Sin embargo, la longitud del perodo analizado en su estudio slo es de 6 aos a aproximadamente 10 aos,

por lo tanto no de suf duracin e fi inferir una tendencia a largo plazo. Otro problema importante con este estudio es que, un documento complementario que se publica en la misma edicin de Science por Pinker et al. (2.005) parece contradecir Wild et al. (2.005) datos. Pinker et al. (2.005) satlite analizadas datos de 1983 a 2001 y NDS fi una tendencia positiva en generalde la superficie de la radiacin solar de aproximadamente 1,6 Wm-2 por dcada, con una redaumentar de 2,8 Wm-2 para el perodo de 18 aos. Los datos tambin muestran una tendencia negativa 1983 a 1990, seguido por la tendencia positivaa partir de 1990 hasta 2001. Pero cuando Pinker et al. (2.005) separados sus datos en los ocanos y la tierra, se observa la tendencia positiva slo para las medias del ocano mundial y los valores medios de la tierra muestran una ligera tendencia negativa, contradiciendo as la inferencia de Wild et al. (2.005).En resumen, nuestras estimaciones de la tendencia mundial de atenuacin media(es decir, la tendencia en la radiacin solar absorbida en la superficie), debido a ABC es del orden de -0,5 Wm-2 por dcada (Tfactor de 2), y la tendencia en la radiacin solar absorbida en TOA, es decir, TOA obligando segn IPCC , esacerca de -0,1 (Tfactor de 2) Wm-2 por dcada. Atenuacin de las tendencias de los radimetros de superficie (1.960-1.990) van desde -3 Wm-2 pordcada (Liepert, 2002) A -5 Wm-2 por dcada (Stanhill y Cohen,2001). En resumen, no se trata de un factor de 6 al 10 de diferencia en la tendencia de atenuacin promedio global inferirse de los datos de superficie y el anlisis global de ABC. Parte, si no mayor, fuente de la diferencia puede ser explicada por la Alpert y Kishcha (2008) anlisis. Ellos ensean que la magnitud de la atenuacin es fuertemente dependiente de la densidad de poblacin y que la tendencia de atenuacin(para 1.964-1989) vara de -0,5 Wm-2 por dcada para los sitios condensidad de poblacin de 10 kilmetros de 2--3,2 Wm-2 por dcada para los sitios con la densidad de poblacin de 200 km-2. Este resultado es consistente conlas estimaciones de atenuacin ABC mostradas en Fig. 7,que revela una gran disminucin en superficie forzando lejos de las regiones de origen.Esto no significa sin embargo no hay atenuacin fuera de laregiones urbanas. Como hemos descrito anteriormente, la atenuacin disminuye por un factor de 5.10 lejos de las regiones de origen. Por ejemplo, la tendencia media global de -0,5 Wm-2 por dcada que inferir de Figs. 7y 8, Vara de -2 Wm-2 por dcada cerca de las regiones de la fuentea -0,2 Wm-2 por dcada lejos (unos mil kilmetros) de la regin de origen. Tendencias del orden de -0,2 Wm-2 por dcada sonabajo el umbral detectable valora en los piranmetros. Pero estas tendencias aparentemente bajas siguen siendo climatolgicamente significativo. Sin embargo, Alpert y Kishcha (2008) utilizar su resultado a deducir que la regulacin es en gran parte un fenmeno urbano, que es inconsistente, ya sea con los hallazgos del IPCC fi de negativo mundial obligando o los valores globales de regulacin ABC mostradas en Fig. 8. Esto es en gran medida una cuestin semntica, por el trmino '' oscurecimiento global '' se ha vinculado exclusivamente con las grandes tendencias de regulacin en el artculo original en Stanhill y Cohen (2001).

En resumen, podemos concluir lo siguiente:

1) Ya est es oscurecimiento escala global durante el siglo pasado debido a ABC (es decir, aerosoles) y de esta deduccin es consistente con el aerosol forzamiento negativo reportado por IPCC (2007).2) Debido ABC absorben la radiacin solar, la atenuacin en elde la superficie es un factor de 3 mayor que el aerosol forzamiento negativo en TOA.3) Una tendencia media global de regulacin del orden de -0,5 Wm-2 pordcada es consistente con nuestra comprensin actual de la distribucin global de los aerosoles antropognicos (factor de 2).4) Nosotros no podemos inferir tendencias medias globales de estaciones de superficie por s solos.Dado que la atenuacin disminuye fuertemente de las regiones de origen, infiriendo media global de regulacin de nicamente estaciones de superficie har sesgo hacia una significativa sobreestimacin signi fi de la regulacin;

Para examinar oscurecimiento pregunta tendencia an ms, modelamos las variaciones histricas en ABC y su atenuacin in fl uencia, incluyendo variaciones histricas de las emisiones de holln y SO2 en el modelo climtico NCAR (Ramanathan et al., 2005). Por fortuna, habamos bien calibrados datos de radiacin solar sobre la India (12 estaciones), que fue recogido por un ogist meteorologa indio bien conocido, Dr. Annamani, e incorporados a los conjuntos de datos GEBA. Las observaciones revelaron que la India ha estado recibiendo constantemente dimmer al menos desde la dcada de 1960 (registro de datos se inici en la dcada de 1960), y que la India ahora es de aproximadamente 7% ms dbil que la dcada de 1960. A continuacin, las simulaciones fueron capaces de estimar observaciones razonablemente bien, y lasimulaciones sugieren que la causa del oscurecimiento se debe en gran parte a los 4 a 5 veces aumento de las emisiones de holln y SO2 desde 1960 hasta ahora.

4.4. Naturaleza espectral de la atenuacin

Durante INDOEX, espectrmetros de rejilla se desplegaron en un barco para medir el espectro solar de alta resolucin, ya que el barco viaj dentro y fuera de la columna de humo (Meywerk y Ramanathan, 1999). Un espectro de la luz solar directa y la reflejada (hacia abajo) se obtuvieron de la radiacin solar (Fig. 9). Los datos revelaron que las nubes marrones llev a una gran reduccin de la luz solar, con la mayor reduccin del 40% en la UV y longitudes de onda visibles (otra indicacin de la absorcin de holln).

4.5. Atmosfrica calefaccin solar

Adems de absorber la refleja la radiacin solar, el carbono negro en la ABC absorbe la radiacin solar directa y junto al

Fig. 9. global, directa y difusa parte de la irradiancia espectral para el da tine ms prisiones, da 78 (19 de marzo, 1998) en -12S, y el da ms contaminado, da 85 (28 de marzo, 1998) a las 8ngulo cenital N. solar para ambas muestras fue de 30(Meywerk y Ram- anathan, 1,999).

dos procesos contribuyen a una mejora significativa de la calefaccin solar baja atmsfera. El aumento atmosfrica absorcin solar debido a la ABC se muestra en Fig. 10 (adaptado de Chung et al., 2005). El aumento en la absorcin solar es la integral vertical de la absorcin solar ABC inducida desde la superficie hasta el TOA; pero ms del 95% de este incremento es confinado a los primeros 3 km por encima de la superficie donde se encuentran el ABC. Dentro de los penachos regionales,el calentamiento vara de 10 a 20 Wm-2, que es aproximadamente 25% a 50%del fondo de calefaccin solar en los primeros 3 kilmetros. Hasta hace poco no haba confirmacin observacional directa para tales grandes velocidades de calentamiento ABC, ya que requiere voladora mltiples aeronaves en la formacin de apilado con radimetros idnticos en la aeronave. Este desafo fue superado recientemente por el despliegue de 3 vehculos ligeros areos no tripulados (UAV) con instrumentos bien calibrados y miniaturizados para medir aerosoles de forma simultnea, el carbono negro y espectral, as como fl ujos de radiacin de banda ancha (Ramanathan et al., 2007a; Ramana et al., 2007; Corrigan et al., 2008). Este estudio (Ramanathan et al., 2007a) Demostr que la ABC con una profundidad ptica de absorcin visible precio tan bajo como 0,02, es su fi ciente para mejorar la calefaccin solar de la atmsfera inferior (superficie a unos 3 km) hasta en un 50%. La absorcin en el ultravioleta, longitudes de onda visibles e IR contribuy a las tasas de calentamiento observados. Si es solamente debido a BC, tales grandes velocidades de calentamiento requieren BC para ser mezclado o recubierto con otros aerosoles. Promedio global de calentamiento solar de ABC, de acuerdo con el presenteestimacin, es 3 Wm-2 (Fig. 8) Con un factor de 5.10 calefaccin ms grandeencima los puntos calientes regionales (Fig. 10).

5. Marrn atmosfrica nubes: los cambios climticos globales y regionales

5.1. Magnitud del calentamiento global que falta

El ABC TOA forzando es -1,4 Wm-2 (-0,5 a -2,5 Wm-2). Uso de la sensibilidad del clima IPCC de 1,25 Wm-2 C-1, se infiere que el enfriamiento superficial debido a ABC es de aproximadamente -1,2 C (-0,4 C a -2 C). Por lo tanto, la superficie de efecto de enfriamiento inferido ABC puede explicar el calentamiento de la superficie faltante de 1.3 C (discutido en la Seccin 3). La deduccin de este resultado es que la acumulacin de gases de efecto invernadero ya que el preindustrial para presentar ya ha cometido el planeta a un calentamiento de la superficie de 2,4 C, de los cuales alrededor de 0,6 C ya se ha dado cuenta y el 0,5 C almacena en los ocanos se manifestar en las prximas dcadas, y el saldo de 1,3 C ser realizada si eliminamos ABC.

5.2. Ciclo hidrolgico global

Como se ha sealado anteriormente (Ramanathan et al., 2001b; Wild et al., 2004, Y otros), la gran reduccin de la radiacin solar en la superficie (-4,4 Wm-2) se traducir en una reduccin de la evaporacin y, a su vez reducida la precipitacin. Por supuesto, esto ser contrarrestado por el aumento de la precipitacin del calentamiento GEI. Es probable que la reduccin de la precipitacin se producir en los trpicos donde la atenuacin es el mayor y el aumento de la precipitacin se producir en los trpicos adicionales donde el calentamiento GEI es mayor que el calentamiento tropical.

5.3. Ciclo hidrolgico regional

De mayor preocupacin es la precipitacin sobre el frica subsahariana y el monzn de verano de la India (ISM). El tema emergente importante es que las precipitaciones en estas regiones es fuerte, si no dominante, influido por latitudinal temperatura superficial del mar (TSM) de gradiente, mientras que ABC juegan un papel importante en la in fl uyen en el gradiente de TSM. Esto se debe a la atenuacin ABC se concentra ms en los ocanos del norte que en los ocanos del sur. En el Atlntico, durante los aos 1960 a 1990, ABC de N Latina y Europa causaron gran atenuacin en el norte

Fig. 10. La absorcin de la radiacin solar por la atmsfera debido a ABC (Chung et al., 2005).

parte del Ocano Atlntico, lo que podra reducir el gradiente norte-sur SST y cambiando el cinturn de lluvia hacia el sur (Rotstayn y Lohmann, 2002). Esto ha sido sugerido como la mayor in fl u- cia en la causa de la precipitacin del Sahel (vase tambin . Held et al, 2005). Para el ISM, Ramanathan et al. (2.005);Meehl et al. (2008) y Lau et al. (2008) han sugerido razones similares. Como ha sealado Ramanathan et al. (2.005) y Chung y Ramanathan (2006), El horario de verano SST gradiente se ha debilitado desde la dcada de 1950 y atribuir este debilitamiento de la reduccin observada en las precipitaciones ISM. De acuerdo a Ramanathan et al. (2.005) y Meehl et al. (2008), El enfriamiento ABC est enmascarando el calentamiento GEI en el Ocano ndico norte (NIO), de forma que el NIO no se est calentando tanto como el sur del Ocano ndico en respuesta al calentamiento GEI. Otros factores que contribuyen al debilitamiento del ISM incluyen: reducen la evaporacin de la NIO debido a la regulacin; aumento de la estabilidad atmosfrica causada por atenuacin simultnea en la superficie y la calefaccin solar atmosfrica de la baja atmsfera; y el contraste de tierra-mar reducida en temperaturas de la superficie debido a la atenuacin ABC es mucho ms grande sobre la superficie de la tierra (Fig. 7).Como advertencia a los debates regionales de cambio climtico anteriores, cabe sealar que la variabilidad natural debido a las interacciones entre el sistema de superficie de ocano-atmsfera-tierra junto es una fuente importante de los cambios regionales en escalas anuales y decenales. Los cambios regionales ABC inducidos descritos anteriormente se infiere a partir de simulaciones que incluyen ABC forzando en acoplados ocano-atmsfera modelos. Sin embargo, estos modelos no se reproducen muchas de las caractersticas importantes de la variabilidad climtica regional. Por lo tanto, debemos tratar a los efectos de ABC sobre los monzones descritos aqu como meramente ilustrativos de los efectos potenciales. Las simulaciones sin embargo sugieren que la ABC obligando regional es lo suficientemente grande como para perturbar suf ISM fi cientemente que los efectos son comparables o mayores que la variabilidad natural del sistema.

5.4. Retirada del Hindu Kush-Himalaya-Tibetana (HKHT) glaciares

Ya est evidencia creciente de que ms de dos tercios de los glaciares en la regin HKHT estn retrocediendo ms rpidamente desde la dcada de 1950 (por ejemplo, IPCC, 2007 y las referencias listadas en la misma). Este retiro se atribuye al gran calentamiento del orden de 0,25 C por dcada que se ha observado desde la dcada de 1950 ms de las regiones elevadas de la HKHT. Se ha credo generalmente que el calentamiento en niveles elevados se debe en gran parte a los GEI calentamiento. Sin embargo, estudios recientes han sealado que la calefaccin solar atmosfrica por BC en ABC es una importante fuente de calentamiento en los niveles elevados (Chung y Seinfeld, 2002; Ramanathan et al, 2007b.; Meehl et al., 2008).Adems, como se muestra por Ramanathan et al. (2007a) con los datos de CALIPSO Lidar, aproximadamente 2-5 km ABC gruesas rodean la regin HKHT la mayor parte del ao y la calefaccin solar por ABC en esta capa es hasta un 25% a un 50% del fondo de calefaccin solar. Modelo

simulaciones que emplean calefaccin solar ABC demuestran que el calentamiento debido a ABC es tan grande como que, debido al forzamiento GEI (Chung y Seinfeld, 2002; Ramanathan et al, 2007b.; Meehl et al., 2008).

5.5. Retirada de hielo marino del rtico

La deposicin de carbono negro sobre la nieve y el hielo reduce el albedo de estas superficies brillantes debido a la mejora de la absorcin solar. Numerosos estudios han utilizado simulaciones de modelos climticos para sugerir que tanto como el 50% del retroceso observado en el hielo marino del rtico puede ser debido a BC forzando (Hansen y Nazarenko, 2004; Flanner et al., 2007).

6. Direcciones Conclusin y futuros

6.1. General conclusiones

(1) La conclusin principal es que sin un tratamiento adecuado de los efectos regionales y mundiales de ABC en los modelos climticos, que es casi imposible de interpretar de forma fiable o entender los factores causales de la regin, as como los cambios climticos globales durante el siglo pasado;(2) hasta 1950, las regiones extratropicales jugaron un papel dominante enlas emisiones de aerosoles, pero desde la dcada de 1970 las regiones tropicales se han convertido en los principales contribuyentes a las emisiones de aerosoles, en particular negro de carbn. La qumica y por lo tanto los efectos radiativos de los aerosoles emitidos en los trpicos adicionales son muy diferentes (incluso, posiblemente, en el signo) de la de los aerosoles emitidos en los trpicos; y como resultado, el tratamiento de ABC como aerosoles de sulfato slo es apropiado para la simulacin de procesos fundamentales como la atenuacin y calefaccin solar atmosfrica; (3) el aerosol TOA forzando una equate inade- e incluso una mtrica apropiada para la comprensin de los cambios climticos regionales debido a la ABC; (4) de atenuacin media global no es una mtrica apropiada para la comprensin de los impactos globales promedio de ABC en la temperatura de la superficie. Esto es porque el TOA forzando es un factor de 2-4 menor que la superficie forzando y para el carbono negro son de signos opuestos.

6.2. C conclusiones concretas

1) El calentamiento falta: promedio mundial TOA forzamiento de ABC es de aproximadamente -1,4 Wm-2. La implicacin es que, cuando se eliminan ABC, la superficie se puede calentar en aproximadamente 1,3 C.2) El calentamiento comprometida: efectivamente el aumento de gases de efecto invernadero desde la pre-industrial a la empresa se ha comprometido al planeta a un calentamiento de la superficie de 2,4 C (usando IPCCs valor central de la sensibilidad del clima), y slo el 0,6 C de esta se ha realizado hasta el momento .3) El oscurecimiento global: observaciones de aerosoles procedentes de satlites, estaciones de superficie y aviones (para el perodo 2000-2002) sugieren que

Ya est es una amplia oscurecimiento global de alrededor de -5 Wm-2 debido a la ABC. Suponiendo atenuacin insignificante antes de 1900, este resultado lates transacciones en una tendencia oscurecimiento global de -0,5 Wm-2 por dcada, con factores de 2 o mayor tendencia de atenuacin en las zonas terrestres. LosABC media tendencia oscurecimiento global inducido es mucho menor que el 3.6 Wm-2 por dcada inferirse de radimetros ms estaciones terrestres.4) Impacto ABC Asia: regional, ABC puede haber jugado un papel muy importante en la disminucin generalizada de las precipitaciones en frica y en S. Asia (el monzn de verano de la India) y la propagacin retroceso generalizado de los glaciares en el Hindu Kush-Himalaya-Tibetana regin. El primero es debido a la atenuacin y el ltimo es debido al calentamiento solar de capas elevadas por ABC.

6.3. Alcance futuro para la reduccin de la ABC

Fig. 11la, b, cyd, muestran emisiones emisiones, respectivamente, total y per cpita de SO2 y BC para las naciones seleccionadas que incluyen pases desarrollados y en desarrollo. Con respecto al SO2, China y EE.UU. son los principales emisores. Por otra parte, se observa que en los pases desarrollados (EE.UU., Alemania y el Reino Unido) las emisiones de SO2 se han reducido significativamente, sobre todo en Alemania y Reino Unido. Sin embargo, las emisiones de SO2 ms grande per cpita ocurren en EE.UU., lo que sugiere la di fi cultad en la eliminacin de SO2, incluso en los pases desarrollados. Con respecto a las emisiones de carbono negro, hay un cambio importante en las emisiones de los pases desarrollados a los pases en desarrollo en la dcada de 1990. En 1980, las emisiones de BC en China y Alemania eran grandes, pero en alrededor del ao 2000, China y la India surgieron como grandes emisores. Sin embargo, cuando vemos a los mismos datos en trminos de emisiones per cpita, Alemania y Reino Unido fueron los ms altos antes de 1990, mientras que en alrededor del ao 2000 EE.UU. es la parte superior de la lista, debido a las grandes reducciones en las emisiones per cpita en Alemania y Reino Unido por. Los datos de emisiones Alemania es en gran parte influenciada por la fusin de este con Alemania Occidental. Las grandes reducciones en per cpita, as como en las emisiones totales de SO2 en Alemania, Reino Unido, EE.UU. y otros pases desarrollados es la principal razn por la Organizacin para el Desarrollo (OCDE) la Cooperacin y han surgido como los principales contribuyentes al calentamiento global , como se muestra por Andronova y Schlesinger (2004).Nosotros somos no sealar esto para sugerir que la reduccin de las emisiones de azufre no es deseable, sino simplemente observar el acoplamiento fuerte y

realimentacin efectos de los esfuerzos de mitigacin de la contaminacin del aire y el compromiso del calentamiento global. El segundo punto que queremos destacar es las grandes emisiones per cpita de BC, incluso en los pases desarrollados. Esto, por supuesto, ofrece opciones para mitigar el calentamiento global, ya que el carbono negro es el segundo mayor contribuyente al calentamiento global ya la retirada de hielo rtico del mar, al lado de CO2 (por ejemplo, Jacobson, 2002; Ramanathan y Carmichael, 2008). Otra punto que queremos transmitir con los datos de las emisiones de carbono negro es la importancia de la absorcin de los aerosoles, incluso en los pases desarrollados. Una rpida reduccin de las emisiones de SO2 y sin reducciones en los gases de carbono y gases de efecto negras correspondiente acelerar el calentamiento global.Tambin tenemos que considerar el problema en trminos de tipo de combustible. Fig. 12 muestra la contribucin de los diversos tipos de combustible a las emisiones de SO2 y BC. Est claro que el carbn es la fuente principal (aproximadamente 78%) de las emisiones de SO2. Con respecto a las emisiones de CO2, el carbn aport el 41% de las emisiones totales de CO2 en 2005 (Agencia Internacional de la Energa, 2007). Por lo tanto es probable que el efecto de calentamiento de la combustin del carbn era bien equilibrada o superado por los efectos de enfriamiento de sus emisiones de SO2. La implicacin es que la combustin de fuel oil y gas natural, que emite menos CO2 que el carbn (por unidad de energa liberada), puede ser el mayor res contribuciones al calentamiento global, debido a que sus emisiones de SO2 son mucho ms pequeas que la de carbn . Con respecto al combustible diesel, contribuye hasta en un 20% a las emisiones globales antes de Cristo y por lo tanto el diesel contribuye al calentamiento global, tanto mediante la emisin de CO2 y emitiendo BC. Estamos sealando la interseccin anterior entre relacionados los efectos del cambio climtico de contaminacin del aire y las emisiones de gases de efecto invernadero de cada tipo de combustible, para alertar al hecho de que tenemos que desarrollar modelos de cambio y de impacto socioeconmico al clima en la regin a escala mundial para evaluar la impacto real de cada combustible en el calentamiento global.Desde 1979, el Convenio sobre la contaminacin atmosfrica transfronteriza (CLRTAP) ha abordado algunos de los principales problemas ambientales de la regin de la CEPE a travs cient fi co de colaboracin y negociacin poltica. El CLRTAP se ha extendido por ocho protocolos que identifican medidas espec fi cas que debe adoptar sus 51 partidos (a partir de 2008) para reducir sus emisiones de varios contaminantes del aire. Si el protocolo reciente se aplique plenamente el ao 2010, las emisiones de SO2 enEuropa hara ser cortado por al menos 63%, junto con su emisin de NOxsiones de 41%, las emisiones de COV en un 40% y amonaco emisiones en un 17%, en comparacin con 1990. El CLRTAP tambin establece valores lmite ajustados para las fuentes de emisin especfico fi (por ejemplo, instalacin de combustin, la produccin de electricidad, la limpieza en seco, coches y camiones) y requiere mejor

laEmisin de SO2 (GG o 1000 toneladas)

cLas emisiones de carbono negro (Gg o 1000)

30000

1995 2005

30001980 2000

250002000015000100005000

2550023700

1708

4638 5540

2343

1861914627

2500200015001000500

2432

1499

539

600296129342

436

560.7060

60500

China, Alemania IndiaUKUSA

bSO2 emisiones per cpita801995 20057069.7605049.440.440

China, Alemania IndiaUKUSA

dEl carbono negro emisiones per cpita81980 200076.8654

3020 19.5 19.5100

20.9

6.8

5.1 5.1

11.8

32.1210

1.2

0.7

0.35

0.6

2.25

0.85

1.4 15

China, Alemania IndiaUKUSAChina Alemania IndiaUKUSA

Fig. 11. Total y las emisiones per cpita por pases (China, Alemania, India, Reino Unido y Estados Unidos), para SO2:(a) y (b); y negro de carbn: (c) y (d). Referencia: SO2las emisiones en China (Estado Administracin de Proteccin Ambiental, 2005); Alemania y Reino Unido (Vestreng et al., 2007); India (Garg et al., 2.001 y 2.003); EE.UU (EPA, 2005). Para circa emisiones BC 2000, China (Cao et al., 2007); Alemania y Reino Unido (Novakov et al., 2003); India (Calles et al., 2003); EE.UU (EPA, 2005); y las emisiones de BC en la dcada de 1980 (Liousse et al., 1996).

laSO2emisinpara el ao 2000 por tipo de combustible

bLas emisiones de carbono negro para el ao 1996 por tipo de combustible4,5%

10,0%

3,6%

8,5%

Incendios forestalesBiocombustible Carbn (nacional) (industria) de combustible / aceite

18,3%

6,0%

8,2%

16%

.

41,3%

Los incendios forestales BiocombustibleCarbn (industria) Carbn (residencial) Dieselfuel GasolinaOtros

77,8%

Total: 56.3

20,1%

Total: 7,95

Fig. 12. SO2y las emisiones de carbono negro divididas por tipo de combustible, para los aos 2000 y 1996, respectivamente. Referencia: Dentener et al, 2006;. Bond et al., 2004.

tcnicas disponibles para ser utilizado para mantener las emisiones hacia abajo. Los documentos de orientacin adoptados por el CLRTAP (ver referencia para ms informacin) proporcionan una amplia gama de tcnicas de reduccin e instrumentos econmicos para la reduccin de emisiones en los sectores pertinentes, que puede ser compartida con las otras regiones.La investigacin de ABC tambin ofrece esperanza para mitigar los efectos de ABC enmundial a los cambios climticos regionales y HKHT retroceso de los glaciares. Tiene identi fi cado el holln como el principal contribuyente a los efectos negativos de la ABC. Afortunadamente, contamos con la tecnologa y los recursos fi nancieros a reducir significativamente las emisiones de holln. Cocina con lea, carbn y fuegos de estircol de vaca es la fuente principal de las emisiones de holln en muchas partes del S Asia y el Este de Asia. Sustitucin de tales cocinar combustibles slidos con las plantas de energa solar y biogs es una alternativa atractiva. La vida til de holln es menor que pocas semanas y como resultado el efecto de despliegue de las cocinas ms limpias en el medio ambiente se har sentir inmediatamente. Para entender los socioeconmico tecnologa retos en el cambio de los hbitos de cocina de una vasta poblacin (700 millones slo en la India), hemos comenzado Proyecto Surya con ingenieros, cientficos sociales y ONG en la India. Por su fase piloto, Surya adoptar dos zonas rurales: uno en el HHK y el otro en la llanura Indo-Ganges, con una poblacin de alrededor de 15.000 cada uno y desplegar las cocinas solares de fabricacin local y las plantas de biogs. La caracterstica nica es que Surya documentar con precisin los impactos positivos de la eliminacin de holln en la salud humana, la deposicin de holln en los glaciares, el calentamiento atmosfrico y oscurecimiento de la superficie. Detalles adicionales de Surya se pueden encontrar en (Ramanathan y Balakrishnan, 2006;http://www-ramanathan.ucsd.edu/ProjectSurya.html).Al mejorar las condiciones de vida de la poblacin rural pobre (ingreso promedio es de menos de 2 $ al da) y reduciendo al mnimo los impactos negativos para la salud del humo de cubierta, Surya es una propuesta de ganar-ganar. Surya es slo un ejemplo, de cmo cada uno de nosotros debe pensar en maneras prcticas e innovadoras para resolver el problema de la contaminacin atmosfrica y el calentamiento global. Sustitucin de la cocina de combustible slido con fuentes de energa limpia otra alternativa, como las plantas de energa solar y biogs puede parecer prometedor, pero hay implicaciones sociolgicas y culturales a tener en cuenta, sobre todo porque el combustible slido se ha utilizado para cocinar durante siglos. La ciencia nos ha proporcionado un inmenso conocimiento del impacto de los humanos en el sistema climtico, y tenemos que utilizar este conocimiento para desarrollar soluciones prcticas que combinan cambios de comportamiento con medidas de adaptacin y mitigacin.

Reconocimiento

La investigacin presentada aqu fue financiado y apoyado por la NSF (J. Fein) y la NOAA (C. Koblinsky).

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Lista de siglasINDOEX IPCC ISM LLNLOcano ndico Experimento Grupo Intergubernamental de Expertos sobre el Cambio Climtico de la India monzn de veranoLawrence Livermore National Laboratory

AbecedarioACEMarrn Atmosfrica NubeAsia Asia Pac fi co regional Aerosol Caracterizacin ExperimentalMODISNASA NCARResolucin Moderada Espectrorradimetro de imagenNacional de Aeronutica y del Centro Nacional del Espacio de Investigacin Atmosfrica

AERONETAODAerosol Robotic RedAerosol profundidad pticaONGNIONo gubernamental organizacinNorte Ocano ndico

BCCALIPSO

CFC CLRTAP EMEP

EPA GEBA GEI HHK HKHTNegro carbonoLa fi Path Cloud-Aerosol Lidar e Infrarrojo nder satlite de observacinCloro fl uorocarbonoConvencin sobre el Programa de la contaminacin atmosfrica transfronteriza Cooperativa a Largo Plazo para el Seguimiento y Evaluacin de la transmisin a larga distancia de los contaminantes atmosfricos en EuropaAgencia de Proteccin Medioambiental Gases de efecto invernadero (US) Global Equilibrio Archivo EnergaHimalaya-Hindu KushHindu Kush del Himalaya tibetanoNOAANSF OCDE SEPA SMIC SST TOA UAV CEPE PNUMA UV VOC OMMAdministracin Nacional Ocenica y AtmosfricaLa National Science FundationOrganizacin para la Cooperacin y el Desarrollo del Estado Proteccin del Medio Administracin (China) Estudio de Impacto del hombre sobre el climaTemperatura superficial del marCima de la atmsfera vehculos areos no tripuladosNaciones Unidas Comisin Econmica Programa Europa de las Naciones Unidas para el Medio Ambiente deUltra-violetaCompuesto orgnico voltilMeteorolgica Mundial Organismo