Referat Clima - Proiect Diploma

Mai jos puteti citi fragmente din Referat Clima - Proiect Diploma si de asemenea puteti face Download Referat Clima - Proiect diploma

Citeste fragmente din Referat Clima - Proiect Diploma

Capitolul I Clima , notiuni generale Variabilitatea climatica a ultimelor decenii a fost cauza esentiala a cresterii cu 0,50C a temperaturii globale din secolul al XX-lea ( Briffa, D.R. si col., 1990; Houghton, R.A.si col., 1990 etc.). Insa inntrebarea oamenilor de stiinta din sistemul climatic si chiar a omului de rand este: cum va arata clima viitorului din cauza emisiilor crescut de gaze de sera ? ( Ed Deevey , 1969), clima actuala fiind destul de diferita de cea din trecut; a fost destul de greu pentru cercetatorii din domeniu sa raspunda la aceasta intrebare. In jurul anilor `50 a fost studiata clima cuaternalului prin foraje marine de adancime si prin analiza izotopilor de oxygen ( Emiliani, C., citat de Roberts, N., 2002). Rezultatele obtinute di analiza izotopului de oxygen prelevate de la mare adancime au relevant o schimbare continua a climei de-a lungul a milioane de ani ( Prell, W.L., 1982 si Shacklleton, N.J. si col., 1988). Proiectul Climate Long-range Investigation, Mapping and Prediction (CLIMAP), initiat in jurul anilor `70, utilizeaza datele calotelor marine pentru a testa teoria astronomica a matematicianului sarb Milutin Milankovitch – 1930( Hays, J.D. si col.- 1976). La inceputul secolului trecut acesta combina cele trei cicluri cu periodicitate diferita, pentru a obtine variatia tadiatiilor solare primate de catre Pamant in ultimii 650.000 de ani. Deoarece lipseau unele date climatice cuaternare , teoria lui Milankovitch nu a putut fii testata decat dupa initierea programului CLIMAP. Teoria prezenta date mai ales pentru variabilitatea radiatiei solare primate , in functie de latitudine si anotimp, permitand astfel elaborarea de prognoze pentru evolutia viitore a climei. Acum se pot stabili similitudini cu clima din trecut si se poate prevedea clima care va veni, cu siguranta mai calda, datorita factorului antropic ( cresterea emisiilor de gaze sera ) ( Webb, T., Wigley, T.M.L., 1985). La inceputului Holocentrului , Pamantul ajungea in luna iulie in cel mai apropiat punct fata de Soare ( nu in ianuarie). Emisfera nodrica primea vara cu 8% mai multe radiatii solre decat acum si cam tot cu cca. 8% mai putina radiatie iarna. In figura 52 sunt explicate schimbarile radiatiei primate de emisfera nordica datorita variatiilor astronomice, precum si a altor modificari climatice de dupa ultimul maxim glaciar. Aceste variatii sezoniere nu au loc datorita incalzrii provocate de gazelle de sera . Mitchael, J.F.B (1990) a lucrat cu doua modele climatice experimentale de circulatie globala. El nu presupune o dublare a CO2 Considerand parametrii orbitali terestri identici cu cei de acum 9.000 de ani. Autorul ajunge la concluzia ca sunt diferente mari intre temperaturile globale si bilantul hidric. Nici o paleoclima studiata nu ofera analogii pentru o incalzire de tipul celei asteptate pe viitor, datorita necooncordantei factorilor declansatori ai incalzirii, cum ar fi, de exemplu, variatiile arbitrare si conditiile limita, cum ar fi invelisul de gheata. COHMAP Members 1988, bazandu-se pe modelele de circulatie generala prezentate , arata schimbarile cilmatice din Atlanticul de Nord (intre ultimul maxim glaciar si present). Autorii au pornit de la trei indicatori principali: variatiile polenului, variatiile nivelelor pe continente si variatia microfosilelor marine din ocean. Simularile numerice au fost facute pentru fiecare 3.000 de ani, folosindu-se schimbarile conditiilor limita (COHMAP-Members – 1988). Configuratia orbitala actuala a Terrei era similara cu cea de acum 18.000 de ani, datorita prezentei calotei glaciare in America de Nord si Eurasia(Denton, G.H., Hughea, T.J., 1983; Fairbanks, R.G., 1989). La inceput de secol se sustinea ca clima din desert nu a fost intotdeauna atat de dura cum este acum. Analizele de pollen din centrul Saharei au demonstrate existenta unor plante cu characteristicile celor din savane (Ritchie, J.C., Haynes, C.V., 1987), iar nivelul actual al apelor este marturia ca in trecut bilantul hidric din desert era mai favorabil decat astazi. In unele regiuni extratropicale ( M. Mediterana, Turcia, vestul Iranului, centru si vestul Americii de Nord), analizele polinologice indica un climat mai unscat si unul mai umed (Roberts, N., Wright, H.E., 1993, Webb, T. si col., 1984). Pentru stabilirea cantitatii de precipitatii care cadea la inceputul Holocenului s-au utilizat metode bazate pe bilantul hidric sau pe combinatia dintre acesta si bilantul energetic. Street, F,A. ( 1980 ) considera ca metoda bazata pe bilantul hidric trebuie sa ia in considerare pierderile prin evaporare. Pentru metoda combinata cu bilantul energetic, Kutzbach, J.E. (1980) ia in considerare unele proprietati ale suprafetei, cum ar fi albedoul si palevegetatia, datele indicand o crestere a mediei anuale a precipitatiilor in Sahara acum 9.000 de ani cu cca. 250mm. Studiile facute pentru zona musonica a Oceanului Indian (COHMAP) confirma faptul ca climatul umed din Holocenul inferior s-ar fi datorat deplasarii spre nod a musonilor, fapt confirmat si de umezeala inregistrata in regiunea de atunci a tropicelor. Modificarea regimului precipitatiilor s-a datorat repartitiei teperaturii pe anotimpuri, existand legatura intre cantitatea mai mare de precipitatii in regiunea tropicului de nord si temperature in crestere din continentu nordic, cauza fiind radiatia solara receptata in fiecare anotimp. Studiile privind depunerile atmosferice de praf si gaze de sera aduc date amanuntite privind modificarea climei.Modelarea climatica confirma faptul ca racirea temperaturilor de la suprafata marii nu poate fi explicata fara referire la efectele feedback, cum ar fi, cum ar fi variatiile in concentratia gazelor de sera si cea de aerosoli (Manabe, S., Broccoli, A.J., 1985).Calotele glaciare prelevate in apropierea statiei Vostok arata ca continutul de CO2 din acestea este mai redus datorita sporirii fluxului de carbon dinspre atmosfera si intensificarii activitatii marine. Concentratia metanului din atmosfera a fost afectata de inglobarea si eliberarea de hidranti de metan de sedimentele din adancul oceanului. In cazul acestui gaz, suresele terestre, cum ar fi mlastinile cu papirus, au o productivitate primara mare (Street-Perott, F.A., 1992). Analizele ultimului maxim glaciar arata un continut de 30% mai micde CO2 si de 45% fata de cantitatile inregistrate in perioada preindustriala. Schimbarile din trecut constituie un ghid pentru schimbarile din viitor, iar reactiile climei la schimbarea continutului de gaze de sera nu sunt simple si nici facil de precizat. Mecanismul pozitiv a determinat eliberarea rapida de CO2 si CH4, in timp ce un alt mechanism de feedback a implicat topirea calotei glaciare. In acest caz, fluxul de apa rece si dulce rezultata in urma distrugerii calotei din golful Hudson a devenit cauza secetei din Africa, ducand la o scadere abrupta a nivelului multor lacuri (Roberts, N., 1990). Schimbari de clima produse recent Se pune intrebarea daca schimbarile de temperatura si cele ale cantitatii de precipitatii care au loc la nivel global se datoreaza unor fenomene naturale ( cum ar fi variabilitatea activitatii solare ori efectele eruptiilor solare) sau sunt rezultatul cresterii efectului de sera din atmosfera datorita emisiilor de gaze de sera. Cele doua functii climatice majore inregistrate in ultimii 1.000 de ani, dupa Wiliams, L.D., Wigley, T.M.L , ( 1983) sunt: optimul climatic medieval din jurul anului 1200 si Mica glaciatiune care a afectat perioada dintre secolul al XVI-lea si al XIX-lea. La acestea se poate adaugao a treia: incalzirea din secolul XX-lea. Optimul climatic medieval, care a durat in Europa intre 1000 si 1300, are o valoare climatica complexa, care presupune o incalzire substantiala de-a lungul secolului al XI-lea si al XII-lea si o perioada de racire intre anii 1000 si 1150. A doua este mica glaciatiune medievala. Acesta tine de la anul 1600 la 1900, caracterizandu-se printr-un declin al radiatiei solare cu cca 6W/m2 (o reducere a radiatiei nete la partea superioara a troposferei cu 1W/m2).In aceasta perioada radiatia neta a fost mai redua decat cea estimata in urma cresterii emisiilor de gaze de sera. Dupa Wigley, T.M.L., Kelly, P.M., 1990, prima crestere are loc intre 1765-1990 si este cu 2,2W/m2, iar in perioada 1990-2030, datorita efectului de sera cresterea ar putea fi cu inca 3 W/m2 . A treia fluctuatie cuprinde variatiile climatice recente la nivel global, deci incalzirea din secolul al XX-lea. Reconstituirea climei din ultimul mileniu a avut la baza analiza variatiei climatice din regiunile tropicale, urmarindu-se evolutia precipitatiilor si variabilitatea multianual-sezoniera a temperaturii, in funtie de interventia umana. Cele mai inseminate rezultate legate de temperatura si de precipitatiile globale au fost prezentate la inceputul secolului al XIX-lea la Congresul Meteorologiei de la Viena (1873), acesta devenind punctual de pornire pentru multe tari in dezvoltarea retelelor proprii de meteorologie. Incepand cu sec. al XX-lea (deceniul al 6-lea), este posibila o estimare globala reala a climei prin corelarea masuratorilor effectuate de sateliti cu cele effectuate la suprafata terestra, prin estimari reale ale precipitatiilor lunare(Rudlf,B. si col.1991). Jones, P.B., Bradley, R.S. (1992) prezita pentru emisfera nordica lista statiilor meteorologice cu cele mai lungi siruri de date, localizate intre 400 si 640 latitudine nordica ( table nr. 61). Pentru emisfera sudica Sunt luate in calcul datele de la statia din Rio de Janeiro, care functioneaza de la 1832. Cele mai cunoscute date pentru temperaturiile medii lunare sunt cele inregistrate de C.E.T. ( Central England Temperature ), care reprezinta regiunea engleza Midlands, bazate pe siruri scurte de inregistrarim, folosite astazi pe scara larga. Unii cercetatori, analizand datele CET, arata ca media anuala pe ultimii 30 de ani este mai mare cu cca. 0.50C decat media ultimilor 330 de ani. Aceasta incalzire din ultimii ani este mai evidenta pentru iarna decat pentru vara, iar din aceste date, exista un an record de temperatura, anul 1990, cand media anuala atinge 10,650C. Anul Localitatea Tara Latitudinea Longitudinea Temperatura 1701 Berlin Germania 52,5 13,4 E 1706 Olanda 52,1 5,2 E 1743 Boston S.U.A. 42,2 71,0 V 1743 St. Petersburg Rusia 60,0 30,3 E 1753 Geneva Elvetia 46,2 6,2 E 1756 Stockholm Suedia 59,4 18,4 E 1757 Paris Franta 48,4 2,5 E 1761 Norvegia Norvegia 63,4 10,5 1763 Milano Italia 45,4 9,2 E 1768 Copenhaga Danemarca 55,7 12,6 E Precipitatii 1725 Padova Italia 45,4 12,0 E 1735 Hoofdorf Olanda 52,3 4,7 E 1738 Charleston S.U.A. 60,0 30,3 E 1740 St. Petersburg Rusia 60,0 30,3 E 1748 Lund Suedia 55,7 13,2 E 1748 Marsilia Franta 43,3 5,4 E 1764 Milano Italia 45,4 9,2 E 1770 Paris Franta 48,8 2,5 E 1770 Seul Coreea de Sud 37,3 127,0 E 1774 Uppsala Suedia 59,9 17,6 E Tabel nr.61 Cele mai vechi masuratori de temperatura si precipitatii (dupa Jones, P.D., Bradley, R.S., 1992 ) Sunt calculate precipitatiile lunare pentru Anglia si Tara Galilor (Wigley, T.M.L. si col., 1984) incepandcu anul 1766, folosindu-se date de la cca. 35 de puncte, actualizate permanent, reprezentand cea mai luna serie de date despre omogenitatea precipitatiilor. Inregistrarile arata, pe o perioada de 30 de ani , o variabilitate anuala de 10% si anotimpuala de 20%. Studiul efectuatde Bradley, R.S., Jones (1985) cuprinde unul dintre cele mai vaste si indelungate siruri de date au fost analizate de Climatic Research University of East Anglia in colaborare cu University of Massachusetts. Studiul inglobeaza temperaturile medii anuale si precipitatiile lunare de 4000 de sateliti meteo si 8000 de statii din intreaga lume incepand cu secolul al XVIII-lea. Autorii prezinta temperaturii medii intre 1854 si 1992 potrivit careia clima din ultimele 14 decenii inregistreaza o incalzire cu 0,45 ±0,150C , fata de perioadele de mijloc ale secolului al XIX-lea. Au existat doua perioade de incalzire rapida, intre 1910-1940 si din 1980 pana in present : perioada de incalzire, din 1911 pana in 1930, pentru emisfera nordica si din 1950 Pana in 1970, pentru emisfera sudica.Incalzirea globala din ultimii 140 de ani (cu 0,45 ±0,150C ) ne-a adus la deductia ca explictiile nu pot fi date prin fenomenul eruptiilor vulcanice, al variabilitatilor interne a sistemului solar, ci mai degraba prin cesterea efectului de sera. Wigley, T.M.L., Barnett, T.P. (1990) sustin ca, desi nu se stie cu sigurantacauzele modificarilor de temperatura, unele dintre aceste mecanisme de actiune sunt excluse din mecanismul causal al incalzirii din ultimul secol. Monitorizarea datelor privind Precipitatiile globale pentru ultimii 100-150 de ani (in perioada instrumentala) este mai greu de efectuat din cauza lipsei sau insuficientei datelor privind precipitatiile deasupra oceanelor, marilor si a variabilitatii temporale a precipitatiilor. Totusi, exista evaluari ale schimbarii precipitatiilor la nivel global, pe perioada amintita, facute de Bradley, R.S. si col. ( 1987), Diaz, H.F. si col. (1989) si Hulme, M. (1992), care utilizeaza date de la statiile meteorologice. Ei sustin ca, totusi,pentru a stabilii daca exista o tendinta de evolutie a precipitatiilor pe perioada mai indelungata, pentru masurarea precisa a precipitatiilor globale si inlaturarea variabilitatii naturale a precipitatiilor trebuie marita densitatea statiilor meteorologice. Inregistrarile climatice din ultima mie de ani a aratat ca temperature aerului a variat pe o scara de la decenii la secole cu pana la ±0,60C si ca in ultimii 140 de ani a avut loc o incalzire globala in medie cu 0,45 ±0,150C precum si o modificare corespunzatoare a mediei precipitatiilor (Street-Perrott F, A., 1992). Mica glaciatiune medievala (sec. XVI-XVIII ) a generat o racire iar actuala incalzire poate sa indice sfarsitul micii glaciatiuni. Cresterea temperaturii globale intre 1920-1940 poate fi un fenomen natural , dar incalzirea cu 0,450C din ultimele decenii datorandu-se in principal efectului de sera. Pentru stabilirea exacta a efectului de sera trebuie sa avem in vedere urmatoarele aspecte : monitorizarea continua a climei supreafetei pamantului cu aparatura instalata pe teren; extinderea monitorizarii climei din imediata vecinatate a suprafetei terestre si a climei atmosferei libere, cu ajutorul satelitilor; detectarea amprentei tridimensionale a cresterii efectului gazelor de sera in urmatorii 25 de ani ( dupa Wigley, T.M.L., Barnett. T.P., 1990). In acest moment ne aflam la limita superioara a variabilitatii naturale din ultimii 1000 de ani. Observatiile si rezultatele pentru urmatoarea perioada de 25 de ani vor lamuri implicatiile poluarii si le vor insoti cu actiuni de inlaturare a ei si de reducere a emisiilor de gaze. Modelarea valorilor climatice Modelarea numerica a climei globale se sprijina pe legile fizicii, dar calculatoarele sunt adevarate laboratoare numerice complexe, care furnizeaza majotritatea datelor prin stabilirea acestor modele. In timpul stabilirii modelelor se realizeaza numeroase analogii, cum ar fi, de exemplu, schimbul de caldura si vapori de apa intre suprafata terestrA si atmosfera. Procesele sistemului climatic sunt procese complexe, care interactioneaza intre ele, declansand mecanisme feedback. Studiul modelelor climatice necesita deci corelarea datelor din trei directii : cercetarea de laborator,domeniul theoretic si cel al examinarii analogiilor. Obiectul initial al unui model este realizarea unei cooncordante intre modelul respective si clima actuala, model fiind apoi utilizat pentru stimularea climei din trecut. Pentru intelegerea unui model al sistemului climatic trebuie avute in vedere cateva componente, dintre care amintim patru : cele dinamice ( ex. Deplasarea maselor de aer din jurul globului, de la latitudini mici la cele mari si deplasarea verticala); cele ale suprafetei subiacente active, care asigura emisia si schimbul de energie intre suprafata subiacenta si atmosfera ( intre uscatul, oceanele, gheata si efectul albedoului); cele radiative, date de comportarea radiatiei solare primita si absorbita, pe de o parte, si emisa radiatiei infrarosii, pe de alta parte; si componentele aparute in timp si spatiu. Modelarea climatica are la baza principiul piramidei modelarii climatice. Laturile piramidei reprezinta elementele de baza ale modelului, si anume, radiatia, componentelor dinamice si suprafata activa. La baza piramidei gasim modelele climatice mai simple , deci procesele primare, iar in varful ei rezolutia modelului climatic in timp si spatiu ( dupa Shine, R.P., Henderson-Sellers, A., 1983). Piramida ilustreaza pozitia diferitelor modele de baza, pozitie care scoate in evidenta complexitatea celor trei procese primare, si interactiunea dintre ele. Piramida modificata de cei doi autori amintiti are baza goala, fiind locul unde lipseste interactiunea dintre procesele primare, iar spre varf aceste procese devin tot mai puternice (fig. 53 ). Piramida cuprinde patru tipuri de modele. La baza sunt modelele de bilant energetic (E>B>M>), modele unidimensionale, care dau prognoze ale temperaturiila suprafata marii ( cu latitudinea); al doilea tip, modelate unidimensionale radiativ-convective, care dau profilul termic vertical. Al treilea tip este dat de modelele bidimensionale, aflate la mijlocul piramidei, cuprinzand procesele suprafeteiactive, procesele dinamicii zonei mediane si ale catorva straturi ale atmosferei. Modelul numeric este al patrulea tip, situate la varful piramidei, fiind modelul circulatiei generale (M.C.G.), care ia in calcul aspectele tridimensionale ale atmosferei , modelul incercand prezentarea tuturor proceselor fizice importante pentru clima. Toate modelele climatice ( cu exceptia celor initiate pe calculator) folosesc experimentele de dublare instantanee, ca simulare a climei prin dublarea cantitatii de CO2 , care aduce dupa sine dublarea caldurii radiative, datorata efectului CO2, ceea ce produce un dezechilibru. Hansen, J. si col. ( 1988 ) sustin ca cresterea reala treptata a CO2 cere timp mai indelungat de derulare pe calculator( metoda fiind in acelasi timp mult mai scumpa) decat debutarea instantanee a cantitatii de CO2. Aceiasi autori, precum si altii ( Washington, W.M., G.A., 1989 ) sustin ca limitele calculatorului impugn doar cateva modele numerice pentru derularea experientelor,care iau in calcul cresterea treptata a cantitatii de gaze de sera. Capitolul II Teoria efectului de sera Teoria efectului de sera ajuta la prognozarea temperaturilor de pe pamant, si de pe alte planete. Ea se bazeaza pe date reale, pe constatarea faptului ca in timp, unele gaze din atmosfera absorb radiatia calorica emisa pe suprafata pamantului.Gazele de sera (unele gaze din atmosfera), prin interactiune cu radiatia calorica emisa, se incalzesc si reemit caldura in toate directiile. O parte din aceasta energie reemisa traverseaza atmosfera, contribuind la incalzirea ei suplimentara (fata de incalzirea datorata absortiei radiatiei solare), fenomen numit effect de sera. Gazele de atmosgera si vaporii de apa transferarea radiatiei terestre spre atmosfera inalta. Ele functioneaza ca sticla unei sfere, fapt pentru care s-au numit gaze de sera (transparenta pentru energia solara, dar pastreaza in interior caldura).Cresterea concentratiei acestor gaze in atmosfera determina incalzirea suprafetei terestre , dand nastere astfel efectului de sera. Problema care se ridica astazi este faptul ca acest proces in crestere afecteaza climatul Terrei, producand incalzirea globala. In fig. 54, Gates, D.M. (1993) prezinta efectul de sera, specificand ca, in ultimii 100 de ani, nivelul gazelor de sera a crescut considerabil, in principal ca rezultat al arderilor combustibililor fosili.Taierea si arderea padurii pentru marirea suprafetelor agricole contribuie de asemenea la cresterea nivelului de CO2 din atmosfera. Primack, R.B. si col. (2002) sustin ca in ultimii 100 de ani nivelul de CO2a crescut de la 290 ppm la 360 ppm, preconizand ca se va dubla pana in anul 2050. La incalzirea cauzata de efectul de sera contribuie doar gazelle din atmosfera. Acestea sunt CO2, CH4 (metan), N2O (oxidul de azot), O3 (ozonul troposferic), clorofluorocarbonatii (CFC), vaporii de apa si alte gaze, dar care au o contributie redua la incalzirea suprafetei terestre. Ramanathan, V. (1988 a) face o sinteza a proceselor fizice si chimice care stau la baza teoriei efectului de sera, stabilind rolul omului in cresterea cantitatii de gaze de sera in viitor. Incercari de a explica transferal radiativ de energie au fost intemeiate empiric cu mia bine de 100 de ani in urma, dar intelegerea teoriei interactiunii dintre gaze si radiatie a fost posibila abia dupa dezvoltarea teoriei cuantice, la inceputul secolului al XX-lea. Vaporii de apa contribuie in mod current ( cu cca. 148 de wati in plus) la incalzirea fiecarui metro patrat al suprafetei terestre datorita efectului de sera. Desi cantitatea de vapori de apa din atmosfera nu poate fi controlata, deoarece sursa lor este evaporarea de pe intinderile de apa, cantitatea de vapori de apa este modificata de interventia omului.In urma cresterii concentratiei gazelor de sera, creste si temperature care atrage dupa sine cresterea evaporatiei. Procesul de feedback pozitiv dintre temperatura si vapori de apa adduce la schimbari de temperatura mai mare decat prin cresterea cantitatii de CO2 sau a alotr gaze. Initial, teori efectului de sera a avut in vedere rolul bioxidului de carbon in relatie cu procesele din atmosfera si cu transferal radiativ, schimbarea continutului de CO2 explicand pana si ciclicitatea glaciatiunilor ( dupa Chamberlin, T.C., 1999). La sfarsitul secolului al XX-lea, interesul legat de implicatiile prezentei bioxidului de carbo in atmosfra a crescut. Daca in 1889 Langley vorbeste despre proprietatile gazelor din atmosfera si rolul lor benefic in mentinerea temperaturii de pe Pamant, in 1895, Savante Arhennius prezinta o lucrare in “Philosophical Magasin”, in care ajunge la concluzia ca CO2 din atmosfera a fost cauza epocilor glaciare din trecut, sugerand mai tarziu ( in 1903) ca excesul de CO2 rezultat mai ales din arderea combustibililor fosili, transferati in ocean, care a fost o proba valoroasa a ciclitatii preoceselor ( citati de Roberts, N., 2002 ) Rolul CO2 in incalzirea atmosferei este reluat la inceputul secolului al XX-lea, estimandu-se ca intre 1890/1830 s-au introdus in atmosfera cca. 150 milioane tone de CO2 rezultat din arderea combustibililor fosili ( din aceasta cantitate cca. 75% a ramas in atmosfera). Tot din aceasta perioada sunt estimari experimentale remarcabile care sustin ca factorii de influenta a cresterii temperaturii cu 1,10C in fiecare secol confirma modelele climatice actuale , care indica o crestere a temperaturii globale cu cca. 10C fata de 1880. La mijlocul secolului al XX-lea, efectul de sera a fost gresit inteles, existand o confuzie intre acesa si efectul de atmosfera. Incat in 1963, Fleagle, R.G., Businger, J.A. inceara sa clarifice aceste confuzii, dar in acel moment nu reuseste. Cercetarile anilor `60 si `70 ai sec. al XX-lea au fost remarcabile. Müller, F. ( 1963 – citat de Roberts. N., 2002) fac prima incercare de modelare unidimensionala a atmosferei, folosind valori fixe pentru umiditatea atmosferica si nebulozitate, estimand o crestere a temperaturii cu 1,50C in cazul dublarii cantitatii de CO2 de la 300 la 500 ppm.,nebulozitatea conducand la diminuarea efectelor radiatiei, darn u la modificari de temperatura. Mai departe sustine ca cresterea cu 10% a CO2 ar putea schimba continutul de vapori de apa din atmosfera cu 3% iar al nebulozitaatii cu 1% ( comparative cu valorile din acest moment). Manabe, S., Wetherald, R.T. (1967) realizeaza un model unidimensional radiativ/convectiv, considerand unitatea de nebulozitate fixa, estimand o crestere a temperaturii medii de la sprafata cu 2,40C, la dublarea instantanee a CO2 din atmosfera. La inceputul anilor `70, Manabe, S. (1971) preia modelul din 1967, elaborand mai atent transferal radiatiei infrarosii. La inceputul anilor `70 erau deja multe preocupari legate de modificarea climei. Rasool, J.S., Schneider, S.H. (1971) obseva ca in ultimele decenii CO2 din atmosfera creste cu 7%, iar aerosolii din atmosfera inferioara cresc la 100%. Stabilesc ca in urma dublarii CO2 , temperature din troposfera va fi de 0,80C, folosind un model unidimensional de bilant radiativ cu valori fixe ale radiatiei, umiditatii si ebulozitatii. Insa succesul real il asigura aplicarea primului model climatic tridimensional pentru estimarea schimbarilor de temparatura si a dublarii de CO2 ( Manabe, S., Wetherald, R.T., 1975), furnizand unele indicatii in sensul in care cresterea concentratiei de CO2 poate afecta distributia teperaturilor din atmosfera. Modelul arata ca in timp ce temperaturile troposferei ar prezenta cresteri, cele din stratosfera ar creste, sugerand pentru prima data o crestere a ciclului hidrologic. La inceputul anilor `80, cercetatorii de la Goddard Institute of Space Studies (GISS) studiaza principalele procese care au influentat asupra sensibilitatii modelului climatic, folosind valori fixe pentru umiditatea absoluta si relativa si temperatui fixe in formarea norilor. Astfel Hansen, J. si col. (1981) au reusit sa studieze efectele diferitelor mecanisme feedback climatic, mai ales asupra norilor si a vaporilor de apa ajungand la concluzia ca pana la sfarsitul secolului al XX_lea incalzirea produs de CO2 antropogen se va ridica peste valorile normale. Ramanathan, V. si col (1983) studiaza rolul vaporilor de apa in mecanismele de feedback din atmosfera, folosind modelul de circulatie generala al Centrului National de Cercetare Atmosferica. Pentru prima data au fost exprimate modele legate de contributia distributiei verticale a vaporilor de apa in racirea atmosferei si de relatia dintre capacitatea de emisie a norilor Cirrus si continutul in apa lichida a acestor nori. Concluzia desprinsa a fost aceea ca in modelarea proceselor din atmosfera il joaca tipul de nor, precum si proprietatile sale radioactive. Astfel, norii Ciruss, aflalichida a acestor nori. Concluzia desprinsa a fost aceea ca in modelarea proceselor din atmosfera il joaca tipul de nor, precum si proprietatile sale radioactive. Astfel, norii Ciruss, aflti la mare inaltime se pare ca maresc racirea radiativa a troposferei in zona polurilor. Hansen. J. si col. (1988) stabilesc trei scenarii pentru explicarea cresterii emisiei de gaze de sera. Primul scenariu presupune ca ritmul de crestere anuala a acestor gaze ramane in mare parte acelasi ca in present, adica : CO2 va fi 1,5% ; CFC 11 si 12 va fi de 3% ; CH4 va fi de 1,5%, iar N2O de 0,4-0,9%. Al doilea scenariu ia in consideratie o descrestere anuala a emisiilor pana la 0% pentru CO2 si CFCF 11 si 12 – pentru anul 2010, cu 0,5% pentru CH4 – in anul 2000 si tot cu 0,5% pentru N2O pentru 2010. In scenariul al treilea, autorii considera o reducere a emisiilor de gaze de sera pana la 0% in anul 2000. Autorii conchid ca scenariul al doilea trebuie sa tina cont de o dublare a CO2 pana in 2060 fata de cantitatea din 1958 si ca aceasta pare a fi cel mai plauzibil. Analiza efectelor de feedback pentru nebulozitate ilustreaza gradul de complexitate a modelelor numerice. Cresterea radiatiei directe datorita dublarii CO2 determina cresterea temperaturii aerului la suprafata cu aproximativ 1,20C. Feedback-ul pozitiv determina cresterea temperaturii (incalzirea), iar cel negativ duce la ridicarea umzelii. Ambele tipuri de surplusuri de vapori de apa din atmosfera care rezulta din evaporarea si topirea zapezilor si a ghietii, ducand in principal la deschiderea albedoului Pamantului ( Ramanathan, V., 1988a). Procesele de feedback determina modificari cantitative in structura norilor. Particulele de gheata din nori, dintre izotermele de 00C si cele de -150C, odata cu incalzirea troposferei( taorita cresterii concentratiei de CO2) se transforma in particule de apa, acestea intervenind in domeniul radiativ infrarosu o readucere a radiatiei la partea inferioara a atmosferei. Pentru norii formati din gheata feedback-ul poafe fi pozitiv sau negative, in functie de capacitatea de emisie a norului. Specialistii in domeniu modelarii numerice a climei globale sunt preocupati de imbunatatirea acesteia, deoarece fiecare model difera prin anumite parti constructive, prin numarul si complexitatea proceselor de feedback. Aceste diferente nasc incertitudini atat in privinta schimbarilor de temperatura, cat mai ales in modificarea cantitatii de precipitatii si a valorii umezelii effective. Majoritatea modeleleor au fost aplicate doar pentru simularea situatiei in care are loc dublarea instantanee a cantitatii de dioxid de carbon. 2.1 Emisia de gaze cu effect de sera Emisia de CO2 din atmosfera a crescut cu cca. 25% de la inceputul industrializarii si pana la sfarsitul secolului al XX-lea (1958). Recent s-au facut simulari care au luat in calcul cresterea treptata a concentratiei bioxidului de carbon. Astfel, Hansen, J. si col. ( 1988) realizeaza o simulare prin modelul GISS ( de la Goddard Institute of Space Studies), acceptand cresterea concentratiilor de gaze de sera ( CO2,CH4, CFC 11 si 12 si N2O), in special intre 1980 si 1982 (fapt dovedit prin masuratori). Ei stabilesc trei scenarii de crestere a concentratiei acestora in perioada 1982-2050.In 1989, Washington, W. M., Meehl, G.A. realizeaza un model pentru 30 de ani, in care creste concentratia de CO2 cu 1% pe an, Stouffer, R.J. si col. (1989), in acelasi an, aplica aceiasi crestere, dar analizeaza implicatiile temperaturii din perioada 1961-1970 . Simularea lui Hansen, J. arata ca modelul circulatiei generale a atmosferei a fost cuplat la un model prestabilit de amestec pe orizontala a apelor oceanice si la un model prognozat pentru transferal caloric pe verticala spre adancimea oceanului. Modelul lui de simulare este considerat cel mai bun pentru ca foloseste cresterile concentratiei pentru 1958 si 1982, precum si simularile lui Washington, W.M., Meehl, G.A. sau ale lui Stouffer, R.J. sunt considerate si mai complexe , deoarece calculeaza circulatia oceanica si ce-a atmosferica. Toate cele trei simulari sunt, totusi, incomplete, dar sunt cele mai apropiate de realitatea actuala. Hansen, J., prin cele trei scenarii (A, B, C, ), prevede o crestere a temperaturii medii globale pana in 2025 fata de 1958 cu 0,60C, 1,30C si 1,80C, sustinand ca scenariul B este cel mai posibil a se realize in vitor( deci cresterea temperaturii cu 1,3% intre 1989 si 2025 adica cu 0,8% mai mare decat cea dintre 1880 si 1989). Washington, W.M., Meehl , G.A., apoi Stouffer, R.J., obtin rezultate care se aseamana prin faptul ca incalzirea produsa in orice moment este mai mica decat incalzirea de echilibru corespunzatoare. Arealurile in care are lic sa incalzeasca sunt mai extinse la latitudini nordice mai mari decat la latitudini mici, iar incalzirea este mai evidenta in regiunile oceanice subtropicale. Exista insa si diferente intre modelele care utilizeaza transferuri oceanice specifice si cele cuplate ocean-atmosfera. Cele oceanice dinamice prognozeaza incalzirea minima in Atlanticul de Nord si o incalzire foarte, foarte slaba sau chiar o racire usoara in Antarctida. Deoarece caracteristicile unui system climatic sunt analizate cu un computer si nu pe teren, aceste modele numerice sunt de fapt niste experiente stiintifice bazate pe analogia unor procese, care, de cele mai multe ori, nu sunt intelese sau nu pot fi descrise la scara ceruta, bazandu-se pe legi teoretice. In momentul de fata exista un consens legat de directia modificarii temperaturii care rezulta din dublarea concentratiei de gaze de sera si a accelerarii ciclului hidrogenic al globului. Aceste cresteri sunt insa dependente de efectele mecanismelor de feedback, mecanisme pana in present neelucidate. Este cunoscut ca fata de modul in care omul contribuie la cresterea efectului de sera , la variabilitatea naturala a sistemului climatic, este ingreunata detectarea unei tendinte de incalzire, fara echivoc, in viitoarele decenii. 2.2 Modificari ale stratului de ozon In intreg spectrul radiatiei solare, absortia prezinta o anume importanta biologica pentru acumularea energie calorice atat de necesara intregului regn vegetal si animal si este asigurata de prezenta CO2 si a vaporilor de apa din atmosfera, absortii in benzile infrarosii ale spectrului. Daca vaporii de apa si dioxidul de carbon ar disparea, temperature din jurul pamantului ar creste cu 10-150C. Ozonul este gazul care se concentreaza intre 15.000 pana la 40.000 m altitudine in stratul atmosferei numit stratosfera. El serveste de filtru razelor ultraviolete ale Soarelui care, lovind moleculele de oxygen ( O2) si de azot ( O3), provoaca o serie de reactii opuse si complementare, transformand oxigenul in ozon si ozonul in oxygen. Aceste reactii asigura prezenta continua a ozonului in atmosfera. Efectul major al poluarii atmosferei se resimte asupra modificarii stratului de ozin. Modificarea stratului de ozon se realizeaza prin trei cai : prin cresterea cantitatii de oxid de azot datorita intensificarii zborurilor aeronavelor ( reducand cantitatea de ozon cu cca. 18%); prin sporirea cantitatii de protoxid de azot (N2O) de la suprafata Pamantului produsa prin utilizarea ingrasamintelor minerale si culturilor vegetale fixatoare de azot; prin cresterea continutului de clorofluorometanoli in atmosfera, care atrag dupa sine cresterea cantitatii de oxid de clor din stratosfera. Fluorocarburile din troposfera pot provoca o incalzire a atmosferei datorita efectului de sera, ele determinand o crestere a temperaturii la suprafata Pamantului cu 0,50C. Scaderea concentratiei de ozon poate avea si alte cause, cum ar fi actiunea poluantilor gazosi care elibereaza clor in atmosfera ( sub forma de clorura si alte clorocarburi), ale caror concentratii in atmosfera au o tendinta de crestere. O alta cauza poate fi si cresterea de CO2 din atmosfera, cu efectele asupra incalzirii troposferei si racirii stratosferei. De cativa ani este cunoscut faptul ca stratul de ozon care protejeaza planeta noastra scade din cauza in principal a poluarii atmosferei, iar in particular din cauza prezentei gazelor cu clor si fluor, care sunt frecvent folosite in fabricarea frigiderelor si in alcatuirea spray-urilor. Clorul este present in aer sub forma unor radicali liberi, ataca molecula de ozon, si creeaza un effect de reactie in lant care se intretine de la sine. Fotochimia oxigenului poate fi ca sigura o cauza a complexului process de formare si distrugere a ozonului, fapt pentru care trebuie sa tinem cont de implicatiile in bilantul ozonului pe care le au gazelle sub forma de urmare si ale agentilor poluanti. Modificarea stratului de ozon are efecte climatice importante. Cercetarile de dinamica a atmosferei (facute pe modele) au aratat ca variatiile de temperatura in stratosfera ar putea modifica structura troposferei, cu consecinte in schimbarea climatului regional si ca o usoara modificare a concentratiei de ozon din troposefera ar putea determina cresteri de temperatura la suprafata Pamantului, efecte comparabile cu cele date de cresterile de bioxid de carbon. →C 2335,0 2011,0 1662,0 1445,0 1445,0 1472,0 2300 Scaderea continutului de ozon in atmosfera are effect atat asupra fluxului global al radiatiei ultraviolete, cat si asupra deplasarii spectruluiacestor unde, spre lungimi mai mici; o reducere au 5-10% a cantitatii de ozon poate duce la o crestere medie a radiatiilor ultraviolete cu 10-20%. Dar cresterea acestora in domeniul lungimii de unda de 28-320 µm ar putea avea efecte biologice grave asupra vietii pe Pamant ( prin cresterea cazurilor de cancer la piele, distrugerea planctonului marin, aparitia unor mutatii genetice, etc.), ceea c ear duce la dereglarea intregului ecosystem planetar. Efectele sunt multiple si nefaste nu numai asupra sanatatii omului , si si asupra climatului, distrugerea stratului de ozon aducand dupa sine cresterea temperaturii medii a atmosferei. Fenomenele se datoreaza, de asemenea, prezentei in atmosfera a compusilor solizi (pulberi , praf ), proveniti alta data din eruptiile vulcanice si din dereglarea moleculelor, iar in zilele noastre din poluarea industriala. Tabel nr. 62 Emisii de gaze specifice Uniunii Europene si Romaniei (dupa Berca, M., 1998), exprimate in kg/loc., in t/an *Date estimative; R=Romania **Media pentru Romania. S-a estimate ca, in 1995, se va ajunge la emisii aproximativ egale cu cele din 1990 Recent s-a constatat o scadere trepatata a oxigenului molecular in urma proceselor de ardere a combustibilor fosili, a reducerii cantitatii de apa curata ( materie prima in obtinerea oxigenului) si restrangerii ecosistemelor naturale, mai ales a celor forestiere (care au rol esential in improspatarea oxigenului). Padurea este cea mai productiva sursa de oxygen. 1 hectar de padure produce de 3-10 ori mai mult oxigen decat 1 hectar de cultura agricola ori decat 1 hectar de fitoplancton marin. Importanta padurii in recilcarea oxigenului consta si in faptul ca productia vegetala forestiera, fin recoltata de om, nu se descompune, pe cand ecosistemele marine consuma im procesul de descompunere a materiei organice cea mai mare cantitate de oxigen produs (Giurgiu, V., 1978). In zilele noastre Romania acorda o mai mare importanta poluarii, existand inca din 1994 un program de monitorizare de impact, pentru determinarea sistematica a noxelor prezente pe plan mondial ( CO2, N2O, NH4, pulberi, suspensii si sedimente). Pentru tara noastra (Berca, M., 1998), calculele s-au efectuat pe perioada anilor 1989 – 1991, fiind in present in tabelul nr. 62. Putem afirma cu certitudine ca aerul atmospheric este inca resursa naturala cea mai ignorata, existand pericolul unei alterari pe termen lung a circuitului oxigenului, ca urmare a consumului exagerat de oxygen prin reducerea ecosistemelor forestiere ca suprafata, prin arderea combustibililor fosili si prin distrugerea ecosistemelor marine (contaminate cu substante toxice inhibatoare de fotosinteza). Programele PHARE pe anul 1996 consacrate studierii mediului au ajuns la concluzia ca Romania este poluata mai els de importul de noxe care se inscriu in circuitul global decat substante rezultate din explorarile locale, iar emisiile de CO2, Transformate in C, pentru tara noaastra au scazut in perioada 1989-1994, de la 2,33 la 1,5 tone pe locuitor intr-un an, deci sub media tarilor Uniunii Europene ( 12 la numar in perioada respectiva ). Capitolul III Criza climatica Cresterile emisiilor totale de carbon prevestesc preicolul unei crize climatice. In ultimii cincizeci de ani au avut loc schimbari enorme privind continutul de carbon si fluxul de carbon intre ocean si ciontinent. Inainte de epoca industrializarii, atmosfera continea carbon sub forma de CO2 cca. 280 ppm (parti per million), cam 0,028% din aer. Berca, M., 2000 prezinta cresterile de CO2, din 1850 si pana in anul 2000, cresteri ajunse la o concentratie de 3400ppm( peste 700 gigatone de carbon). Autorul prezinta evolutia emanatiilor de CO2 pentru anii 1950/1994, prin comparatie, intre tarile dezvoltate – industrializate – si cele in curs de dezvoltare. Emanatiile mai reduse, inregistrate in tarile dezvoltate, sustine el, se datoreaza instaltiilor superioare, prevazute cu tehnologii de ardere a combustibililor solizi, tehnologii de care tarile in curs de dezvoltare nu dispun. Cu toate acestea rata anuala a emisiilor de carbon mentine cca. 2%, iar analiza nivelului emisiilor de carbon pe cap de locuitor arata ca, in functie de tara, acestea afecteaza orice strategie de clima, generand tensiuni intre state. Efectul emanatiei de CO2 sustine Brown. R.L., ( 1996 ), se manifestă direct asupra temperaturii; el urmărind evolutia temperaturii medii la nivel global pe o perioadă de 140 de ani. Insă ingrijorător este efectul indirect al emanatiilor de CO2, care duce la efectul de seră, manifestat in biosferă, prin modificări in dinamica populatiilor din biosisteme. Sunt si alte gaze, de exemplu N2O a căror concentratie creste masiv, contribuind la efectul de seră. Fiind un produs de degradare naturală (din ciclul azotului ), N2O prin aplicarea ingrăsămintelor cu azot, isi sporeste cantitatea. Modificarea compozitiei chimice a atmosferei, sustine Duplessy, J.C., Morel, P., (1990), va fi incetinită de efectul termic al oceanelor si gheturilor polare, dar ei estimează posibilitatea dublării cantitătii de CO2, la fiecare 50 de ani care urmează, temperature biosferei putand să crească cu cca. 50 C. In urma dereglării climei planetei s-au declansat numeroase catastrofe, cum ar fi de exemplu seceta persistentă de la inceputul anilor `80, care au determinat mari incendii in unele regiuni de pe glob, sau inundatii in altele ( exemplu in rezervatia sud-africană Klaserie; datorită secetei au murit de sete cca. 33 de mii de animale.; in Australia au ars 350 de mii de hectare de pădure ; in partea centrală a Oceanului Pacific, ploile torentiale au distrus o rezervatie de 17 milioane de păsări; in partea de est a aceluiasi ocean a fost distrusă populatia de plancton, aducand după sine dezastre). Aceste catastrofe au fost puse pe seama fenomenului meteorologic numit El Niňo declansat de Crăciunul anului 1996, iar in urma examinărilor făcute pe computer, s-a intărit ipoteza potrivit căreia catastrofele s-au datorat atat fenomenelor naturale cat si modificărilor din compozitia chimică a atmosferei. Seceta din acesti ultimi ani se răsfrange si asupra Europei, deci si asupra tării noastre, aceasta datorandu-se probabil temperaturilor care au modificat frecventa precipitatiilor. In ultima perioadă pe suprafata Romaniei s-au inregistrat fie inundatii insotite de alunecări de teren, fie perioade lungi de secetă, care afectează agroecosistemele si ecosistemele forestiere, efect pus pe seama tăierii massive a unor suprafete intinse de pădure, prin defrisări sau exploatări irationale. Se sustine că in cca. 10 ani s-au defrisat peste 400 de mii de hectare, iar alunecările de teren si eroziunea din unele regiuni ale tării ( Banat, Mehedinti, Maramures, Bihor, Moldova), au avut două cause ( Berca, M., 2000). Prima cauză a fost războiul din Iugoslavia , care, prin distrugerea combinatelor chimice din această tară a determinat pătrunderea in aer a unor cantităti imense de gaze toxice. Apoi distrugerea pădurilor ( in urma exploatării irationale) si a plantatiilor de pomi si a vitei de vie de pe pante, au contribuit masiv la alunecări de teren si la eroziune. Intr-o atmosferă cu temperatură mai ridicată creste cantitatea de precipitatii, care, nefiind distribuită uniform, generează conditiile de secetă, din unele zone ceea ce va crea dezechilibre majore, care vor modifica decisiv structura si dinamica ecosistemelor. Schimbările de climă au efecte si asupra proceselor fiziologice si asupra metabolismului plantelor, animalelor si omului, deoarece temperaturile mai ridicate in biosisteme favorizează unele boli, atacul unor dăunători, sensibilizarea organismului, etc., care vor duce in final la un dezechilibru planetar. Astfel, incălzirea climei a provocat in vestul Canadei invazia unor insecte (de exemplu viermele conurilor de molid ), care provoacă aici mai multe pagube decat toate insectele la un loc. Incălzirea cu numai 30C a climei ar putea produce 7200 de miliarde de viermi de con. Bright, C., ( 1997 ) arată că apele din vestul Canadei s-ar putea incălzi cu cca. 20C pană in 2070 ceea ce ar elimina unele specii de iarnă din fauna raurilor. Berca, M., sustine că viata pe Terra este guvernată de interrelatia dintre 3 elemente esentiale : aer-apă-sol; el reprezint aceste elemente schematic, intr-un triunghi al vietii ( fig.55).Dintre acestea, solul are rol in asigurarea elementelor minerale si a energie necesare in mentinerea sistemelor economice.In anul 1981 suprafata de sol cultivat a ajuns la 732 de milioane de hectare pe glob, dar in 1995 aceasta a scăzut cu 7,6%. Degradarea solului are si alte cause.Unele se găsesc in practica agricolă si in activitatea antropică, manifestată prin erodarea, salinizarea, compactarea, contaminarea, inmlăstinarea solului. Statistica arată că pe glob degradarea terenurilor agricole , datorită eroziunii, constituie o problemă gravă si că pană in 2020 din această cauză,vor fi scoase din circuitul agricol aproximativ 47 de milioane de hectare. S-a estimate că Romania va pierde mai mult de 1 milion de hectare de teren arabil, sustinandu-se ca cca. 40% din valoarea fertilă a solului a fost deja pierdută. Consecinta principală a degradării terenului o constituie subdezvoltarea regiunii respective, aceasta fiind un semnal de alarmă atat pentru politicienii romani, precum si pentru toti mai marii lumii in sensul salvării biosferei. Autorul atentionează că procentul cel mai mare in degradare a solului este cauzat de defrisarea pădurilor, aceasta atingand cca. 34,5% din suprafata de sol degradată. 3.1 Schimbările mediului inconjurător ¼ 4 5 Z [ — ˜ ¬ ¼ * + 3 4 M N S T U V Ô Õ Ù Ú ß à ä å h ␃愁Ĥ摧丯‚ ] j ␃ᄃ킄怂킄愂̤摧ೝ ␃愁Ĥ摧ೝ ̀Ĥ☊ଁņ愀Ĥ摧ೝ hÝ hÝ hÝ ␃愃̤摧ೝ ␃ᄃ킄怂킄愂̤摧ೝ hï hï hï ”Ê „Ê „Ê „Ê h)P h)P enta inundatiilor, a furtunilor, modificarea nivelului mărilor, oceanelor, fluviilor, modificări in flora si fauna globului, etc. La intocmirea prognozelor legate de viitorul mediului trebuie avut in vedere faptul că Pămantul nu este si nu a fost scutit de modificări de-a lungul timpului, avand o variabilitate naturală care paote fi explicată de către specialisti;asa ar fi modificarea concentratiei gazelor de seră de-a lungul timpului geologic.Potentialul Pămantului este afectat si de om, desi Pămantul are o mare capacitate de rezistentă la modificările provocate de om, interventie antropică făcand uneori grea sau chiar imposibilă reconstruirea conditiilor naturale initiale. Schimbarea de mediu fiind o problemă complexă, determinată de reactia sistemului terestru la factorii externi, a cerut stabilirea unui program stiintific care să urmărească dinamica sistemelor de mediu si efectele interventiei antropice. Un astfel de program este I.G.B.P. ( Programul Interntional Geosferă-Biosferă ), sub egida International Council of Scientific Unions, program care cercetează schimbările mediului inconjurător. Acest program si-a propus să răspundă la cateva intrebări-cheie cum ar fi : care este mecanismul de reglare a chimismului atmosferei si care este rolul proceselor biologice ? ; care sunt modificările de climă care au avut loc si cauzele lor ? ; cum sunt influentate schimbările de mediu de procesele bio-chimice oceanice ? ; cum influentează ecosistemul modificarea nivelului mării, modificand in general clima ? ; care este relatia dintre utilizarea terenurilor vegetale si procesele fizice ale ciclului hidrologic ? ; cum afectează global aceste modificări ecosistemele Pămantului ? . Incălzirea climatică aduce după sine cresterea emisiilor de gaze cu efect de seră, vapori de apă, CO2 si metan, care se găsesc in mod natural in atmosferă. După Houghton, R.A. si col. (1990), temperature medie globală va creste in secolul următor cu aproximativ 0,30C in fiecare deceniu. Incălzirea va modifica in mod firesc echilibrul apei, deoarece cresterea temperaturii determină cresterea cantitătii de vapori de apă, efectul de seră accentuandu-se. Cu toate acestea, umezeala solului nu va creste, in schimb incălzirea ( după Rind, D. si col. 1990) va accentua procesele de alterare favorizată de căldură si umezeală. , A., 1981) Maddox, J.(1990) sustine că există factori al căror rol in incălzirea mediului nu este sufficient de clar. Astfel, se presupune că odată cu cresterea temperaturii si umiditătii poate să crească si nebulozitatea, fenomen care nu se stie dacă va amplifica sau diminua incălzirea; un alt factor, norii, reflectand radiatia solară, reduc incălzirea, dar in acelasi timp ei pot transfera căldura de la părtile superioare la părtile inferioare. Este cunoscut faptul că presiunile determinate de gazele de seră duc la incălzirea Pămantului cu o repeziciune nemaiintalnită, dar nu este clară reactia sistemelor de mediu la aceste presiuni. Houghton, R.A. si col ( 1990) sustine că incălzirea climatică din secolul trecut va continua si in acest secol, iar pe langă modificările de temperatură, vor avea loc si schimbări ale nivelului mării, deci schimbări in bilantul hidric. Parry, M.(1990) sustine că nu toate modificările de mediu vor avea effect negativ si că in agricultură, unde unele regiuni in care culturile sunt dependente de temperatură (exemplu in Canada), schimbările de mediu vor favoriza culturile regiunilor respective. Dar efectul poate fi si invers, in sensul in care in unele regiuni diminuarea umiditătii solului va afecta recoltele. h¾ h¾ C indiferent de caracterul său, dezvoltarea nu trebuie să submineze utilizarea viitoare a biosferei, prin pierderile resurselor genetice si prin distrugerea sistemelor necesare vietii. Suportul major de resurse genetice ale ecosistemelor este pădurea, cu cel mai mare număr de specii, care se află in permanent pericol. Specialistii sustin că dacă despăduririle continuă in ritmul actual, in următoarele decenii dispar o multime de păduri, ducand deci si la disparitia de noi specii. Teledectia ne poate ajuta să estimăm cat mai exact care este ritmul distrugerii pădurii (Zegherul, N., Albotă, M., 1979). Nelson, R., Holben, B., (1986) exemplifică efectele despăduririi ( utilizand datele LLANDSAT MSS ), furnizand imagini ingrijorătoare privind pădurea amazonică braziliană si efectele despăduririi asupra regiunilor tropicale din zona inalta a Anzilor Peruvieni. Autorii sustin că metoda teledectiei permite urmărirea amănuntită a evolutiei speciilor, fiind un mijloc de monitorizare a ritmului disparitiei lor, datorită distrugerii pădurii. Incă din 1984, Woodwell, G. M. arată că deteriorarea pădurii prin ardere duce la cresterea continutului de CO2, crestere care contribuie la ridicarea temperaturii datorită efectului de seră, teledectia avand rol esential in monitorizarea efectelor distrugerii din arderea pădurilor. Schimbarea de mediu este o problemă complexă si foarte dificilă, dar avansul cunoasterii ei ne ajută să gospodărim resursele Terrei. PAGE PAGE 19 쥁`