Gas de efecto invernadoiro

Un gas de efecto invernadoiro (ou ás veces, simplemente, gas de invernadoiro ou gas invernadoiro) é un gas que absorbe e emite enerxía radiante nas lonxitudes de onda do infravermello térmico, causando o efecto invernadoiro. Os principais gases de efecto invernadoiro da atmosfera terrestre son o vapor de auga (H2O), dióxido de carbono (CO2), metano (CH4), óxido nitroso (N2O) e ozono (O3). Cantidades moderadas de efecto invernadoiro suavizan a temperatura media da Terra e se non existisen estes gases, a temperatura media na superficie da Terra sería de só -18 °C, en lugar da media actual de 15 °C (33 °C máis). Os gases de efecto invernadoiro existen tamén en moitas atmosferas extraterrestres, creando efecto invernadoiro na atmosfera de Marte, na da lúa Titán e, de forma especialmente intensa, na de Venus.
As actividades humanas desde o principio da Revolución Industrial (arredor de 1750) incrementaron a concentración atmosférica de metano nun 150% e a de dióxido de carbono nun 50%, ata un nivel que non se dera nos últimos 3 millóns de anos. O dióxido de carbono está causando 3/4 do quecemento global e pode tardar miles de anos en ser totalmente absorbido polo ciclo do carbono. O metano causa a maioría do resto do quecemento e dura na atmosfera unha media de 12 anos.
A temperatura superficial global media elevouse uns 1, 2 °C como resultado das emisións de gases de efecto invernadoiro. Se as taxas de emisión actuais continúan, entón o aumento das temperaturas superará os 2, 0 °C entre 2040 e 2070, o cal é o nivel que o Grupo Intergobernamental sobre o Cambio Climático (IPCC polas súas siglas en inglés) das Nacións Unidas considera que é "perigoso".
A gran maioría das emisións de dióxido de carbono antropoxénico procede da combustión de combustibles fósiles, principalmente carbón, petróleo e gas natural. Contribucións adicionais proceden da fabricación do cemento, produción de fertilizantes e cambios no uso do solo como a deforestación. As emisións de metano orixínanse pola produción de combustibles fósiles, a agricultura e gandaría, os vertedoiros de lixo e outras fontes. Gases activos no infravermello
Os gases que poden absorber e emitir a radiación infravermella térmica dise que son activos no infravermello. A maioría dos gases cuxas moléculas teñen dous átomos diferfentes (como o monóxido de carbono, CO, e todos os gass con tres átomos ou máis, como a H2O e o CO2), son activos no infravermello e actúan como gases de efecto invernadoiro. Tecnicamente, isto débese á asimetría na distribución da carga eléctrica da molécula, que permite que a vibración molecular interaccione coa radiación electromagnética.
Os gases que teñen só un átomo (como o argon, Ar) ou con dous átomos idénticos (como o nitróxeno, N2 e o oxíxeno, O2) non son activos no infravermello. Son transparentes á radiación térmica e, a efectos prácticos, non absorben ou emiten radiación térmica. Isto explícase porque os gases monatómicos como o Ar non teñen modos vibratorios e as moléculas que conteñen dous átomos do mesmo elemento como o N2 e o O2 non teñen asimetría na distribución das súas cargas eléctricas cando vibran. Por tanto, non son afectados case en absoluto pola radiación térmica infravermella. O N2 e o O2 poden absorber e emitir cantidades moi pequenas de radiación térmica infravermella como resultado da absorción inducida por colisión. Porén, mesmo tendo en conta as abundancias relativas, este efecto é pequeno comparado coa influencia dos principais gases de efecto invernadoiro de Terra. Constituíntes da atmosfera
Os principais constituíntes da atmosfera terrestre, nitróxeno (N2, 78%), oxíxeno (O2, 21%) e argon (Ar, 0, 9%), non son activos no infravermello e, por tanto, non son gases de efecto invernadoiro. Estes gases constitúen máis do 99% da atmosfera seca.
Os gases de efecto invernadoiro son activos no infravermello e absorben e emiten radiación infravermella nas lonxitudes de onda emitidas pola Terra. O dióxido de carbono (0, 04% do aire), óxido nitroso, metano e ozono son gases traza que supoñen case o 0, 1% da atmosfera da Terra e teñen un efecto invernadoiro apreciable.
Os gases atmosféricos máis abondosos na atmosfera da Terra, que figuran na lista en orde decrecente de fracción molar global media, son: Vapor de auga (H2O)
Dióxido de carbono (CO2)
Metano (CH4)
Óxido nitroso (N2O)
Ozono (O3)
Clorofluorocarbonos (CFCs e HCFCs)
Hidrofluorocarbonos (HFCs)
Perfluorocarbonos (CF4, C2F6 etc. ), SF6 e NF3
Papel do vapor de auga
O vapor de auga supón a maior porcentaxe de efecto invernadoiro, entre o 36% e o 66% en condicións de ceo despexado e entre o 66% e o 85% cando hai nubes. As concentracións de vapor de auga flutúan rexionalmente, pero a acividade humana non afecta directamente ás concentracións de vapor de auga excepto a escala local, por exemplo preto de campos irrigados. Indirectamente, a actividade humana que incrementa as temperaturas globais incrementa tamén as concentracións de vapor de auga, un proceso chamado retroalimentación do vapor de auga. A concentración atmosférica de vapor de auga é moi variable e depende grandemente da temperatura, desde menos do 0, 01% en rexións extremadamente frías ata o 3% en masa en aire saturado a uns 32 °C. (Ver humidade relativa. )
O tempo de permanencia media da molécula de vapor de auga na atmosfera é duns nove días, comparados cos anos ou séculos doutros gases de efecto invernadoiro como o CH4 e o CO2. O vapor de auga responde e amplifica os efectos doutros gases de efecto invernadoiro. A relación de Clausius-Clapeyron establece que haberá máis vapor de auga por unidade de volume a elevadas temperaturas. Este e outros principios básicos indican que o quecemento asociado co incremento das concentracións doutros gases de efecto invernadoiro tamén incrementarán a concentración de vapor de auga (asumindo que a humidade relativa permanece aproximadamente constante; os estudos de modelos e observacionais atoparon que isto é efectivamente así). Como o vapor de auga é un gas de efecto invernadoiro, iso ten como resultado un maior quecemento e así é unha "retroalimentación positiva" que amplifica o quecemento orixinal. As estimacións actuais (de 2000) suxiren que a retroalimentación do vapor de auga ten un coeficiente de "alza" ou ganancia dun 0, 4; un coeficiente deste tipo debe ser 1 ou maior para crear un bucle de retroalimentación inestable dun tipo que podería estimular un quecemento desbocado. Así, aínda que a retroalimentación do vapor de auga amplifica o impacto dos cambios de temperatura causados por outros factores, non hai indicios de que a Terra estea sometida a un efecto invernadoiro desbocado similar ás condicións reinantes en Venus.
Contribución das nubes ao efecto invernadoiro da Terra
O maior contribuínte non gasoso ao efecto invernadoiro na Terra son as nubes, que tamén absorben e emiten radiación infravermella e así teñen un efecto sobre as propiedades radiativas dos gases de efecto invernadoiro. As nubes están formadas por pinguiñas de auga ou cristais de xeo suspendidos na atmosfera. Efectos radiativos
Efectos sobre o aire e a superficie
A absorción e emisión de radiación térmica polos gases de efecto invernadoiro xogan un papel no transporte de calor no aire e na superficie: Arrefriamento atmosférico. Os gases de efecto invernadoiro emiten máis radiación témica da que absorben e así teñen un efecto de arrefriamento global no aire.
Inhibición do arrefriamento superficial radiativo. Os gases de efecto invernadoiro limitan o fluxo do efecto da calor radiativa lonxe da superficie e dentro da atmosfera inferior. Os gases de efecto invernadoiro intercambian radiación térmica coa superficie, reducindo a taxa global de transferencia de calor radiativa ascendente.
Explicar estes efectos contribúe a unha comprensión total do papel dos gases de efecto invernadoiro. Porén, estes efectos son de importancia secundaria para comprender o quecemento global. É importante poñer o foco sobre o balance de enerxía na parte alta da atmosfera ou TOA (top-of-atmosphere) para razoar correctamente sobre o quecemento global. Aduciuse que a falacia do orzamento de superficie (surface budget fallacy), na cal se pon o foco no orzamento de enerxía da superficie leva a un razoamento defectuoso, e constitúe unha falacia común cando se pensa no efecto invernadoiro e quecemento global.
Efecto na TOA
Na parte alta da atmosfera ou TOA (top-of-atmosphere), a absorción e emisión de radiación termica por gases de efecto invernadoiro leva a: Inhibición do arrefriamento radiativo ao espazo: A cantidade de radiación térmica que chega ao espazo redúcese en relación á que emite a superficie.
O cambio no balance de enerxía na TOA leva a que a enerxía térmica e o quecemento se acumulen na superficie ata que se consegue o balance de enerxía na TOA.
Forzamento radiativo
Tal como o usa o IPCC, o forzamento radiativo é unha métrica que caracteriza o impacto dun cambio externo nun factor que inflúe no clima, por exemplo, un cambio na concentración de gases de efecto invernadoiro ou o efecto dunha erupción volcánica. O forzamento radiativo asociado cun cambio calcúlase como o cambio no balance de enerxía na TOA que sería causado polo cambio externo, se se imaxinou que o cambio podía facerse sen que lle dese tempo á troposfera ou superficie a responder para reducir o desequilibrio. Un forzamento positivo indica que chega máis enerxía da que sae. Schmidt (2010) sinalou que o termo forzamento radiativo foi usado inconsistentemente na literatura científica.
O incremento da concentración de gses de efecto invernadoiro está asociado cun forzamento radiativo positivo. O incremento da concentración de gases de efecto invernadoiro tende a incrementar o desequilibrio de enerxía da TOA, que orixina un quecemento adicional. Contribucións dos procesos químicos ao forzamento radiativo
Algúns gases contribúen indirectamente a alterar o balance radiativo da TOA pola participación en procesos químicos na atmosfera.
A oxidación do CO a CO2 produce directamente un incremento inequívoco no forzamento radiativo, aínda que a razón é sutil. O pico de emisión infravermella térmica da superficie da Terra está moi próximo á forte banda de absorción vibratoria do CO2 (lonxitude de onda de 15 microns, ou número de onda de 667 cm−1). Por outra parte, a banda vibratoria de CO única soamente absorbe radiación infravermella a lonxitudes de onda moito máis curtas (4, 7 microns, ou 2145 cm−1), onde a emisión de enerxía radiante desde a superficie da Terra é inferior en polo menos un factor de dez. A oxidación do metano a CO2, que require reaccións co radical OH, produce unha redución instantánea na radiación radiativa e a emisión, xa que o CO2 é un gas cun efecto invernadoiro máis feble que o metano. Porén, as oxidacióons do CO e CH4 están entrelazadas, xa que ambas as dúas comsomen radicais OH. En calquera caso, o cálculo do efecto radiativo total inclúe tanto o forzamento directo coma o indirecto.
Un segundo tipo de efectos indirectos ocorren cando reaccións químicas na atmosfera que implican estes gases cambian as concentracións de gases de efecto invernadoiro. Por exeamplo, a destrución de compostos organicos volátiles non metano (NMVOCs polas súas siglas en inglés) na atmosfera pode producir ozono. O tamaño do efecto indirecto pode depender fortemente de onde e cando se emite o gas.
O metano ten efectos indirectos ademais de formar CO2. O principal composto químico que reacciona co metano na atmosfera é o radical hidroxilo (OH), así que máis metano significa que a concentración de OH diminúe. Efectivamente, o metano incrementa o seu propio tempo de vida atmosférico e, por tanto, o seu efecto radiativo global. A oxidación do metano pode producir tanto ozono coma auga; e é unha fonte principal de vapor de auga na normalmente seca estratosfera. O CO e os NMVOCs producen CO2 cando están oxidados. Retira OH da atmosfera e isto orixina maiores concentracións de metano. O efecto sorprendente disto é que o potencial de quecemento global do CO é o triplo que o do CO2. O mesmo proceso que converte os NMVOCs en dióxido de carbono pode tamén causar a formación de ozono troposférico. Os halocarbonos teñen un efecto indirecto porque destrúen o ozono estratosférico. Finalmente, o hidróxeno pode causar que se incremente a produción de ozono e CH4 así como producir vapor de auga estratosférico. Factores que afectan as concentracións
As concentracións atmosféricas están determinadas polo balance entre fontes (emisións do gas por actividades humanas e sistemas naturais) e sumidoiros (retirada do gas da atmosfera por conversión nun composto químico diferente ou absorción en corpos de auga).
Fracción que permanece no aire
A proporción dunha emisión que permanece na atmosfera despois dun período de tempo especificado é a "fracción aérea" (na literatura inglesa airborne fraction, AF). A AF anual é a proporción do incremento atmosférico nun determinado ano respecto da emisión total dese ano. En 2006 a AF anual do CO2 era de 0, 45. A AF anual incrementouse a unha velocidade de 0, 25 ± 0, 21% por ano no período 1959–2006.
Tempo de vida atmosférico
Xunto co vapor de auga, que ten un tempo de residencia duns nove días, os principais gases de efecto invernadoiro están ben mesturados e tardan moitos anos en abandonar a atmosfera. Aínda que non é doado coñecer con precisión canto tardan os gases de efecto invernadoiro en abandonar a atmosfera, fixéronse estimacións para os principais gases de efecto invernadoiro. Jacob (1999) define o tempo de vida τ {\displaystyle \tau } dunha especie química atmosférica X nun modelo de caixa climático como o tempo medio que unha molécula de X permanece na caixa. Matematicamente τ {\displaystyle \tau } pode definirse como a proporción da masa m {\displaystyle m} (en kg) de X na caixa respecto da súa velocidade de retirada, que é a suma do fluxo de saída de X da caixa ( F out {\displaystyle F_{\text{out}}} ), a perda química de X ( L {\displaystyle L} ) e a deposición de X ( D {\displaystyle D} ) (todo en kg/s): τ
m F out + L + D {\displaystyle \tau
{\frac {m}{F_{\text{out}}+L+D}}}.
Se a entrada deste gas na caixa cesa, entón despois do tempo τ {\displaystyle \tau } a súa concentración diminuiría nun 63%.
O tempo de vida atmosférico dunha especie química mide, por tanto, o tempo necesario para restaurar o equilibrio despois dun incremento ou diminución súbitos na súa concentración na atmosfera. Poden perderse ou depositarse átomos e moléculas individuais en sumidoiros como o solo, os océanos e outras augas, ou a vexetación e outros sistemas biolóxicos, reducindo o exceso a concentracións ambientais. O tempo medio que se tarda en conseguir isto é o tempo de vida medio.
O dióxido de carbono ten un tempo de vida atmosférico variable e non se pode especificar con precisión. Aínda que máis da metade do CO2 emitido é retirado da atmosfera no decurso dun século, certa fracción (un 20%) do CO2 emitido permanece na atmosfera por moitos miles ou centos de miles de anos. Cuestións similares aplícanse a outros gases de efecto invernadoiro, moitos dos cales teñen tempos de vida medios máis longos que o CO2; por exemplo, o N2O ten un tempo de vida atmosférico medio de 121 anos. Contribucións ao efecto invernadoiro global
As contribucións máis importantes ao efecto invernadoiro total móstranse na seguinte táboa. Os gases de efecto invernadoiro que non están na lista anterior son o hexafluoruro de xofre, os hidrofluorocarbonos e os perfluorocarbonos (ver Lista do IPCC de gases de efecto invernadoiro).
Non é posible afirmar que un determinado gas causa unha certa porcentaxe exacta de efecto invernadoiro. Isto débese a que algúns dos gases absorben e emiten radiación nas mesmas frecuencias que outros, así que o efecto invernadoiro total non é simplemente a suma da influencia de cada gas. Os extremos maiores dos rangos citados son para cada gas só; os extremos menores teñen en conta os solapamentos con outros gases. Ademais, algúns gases, como o metano, sábese que teñen grandes efectos indirectos que aínda están sendo cuantificados. Contribucións ao aumento do efecto invernadoiro
Os cambios antropoxénicos do efecto invernadoiro denomínanse efecto invernadoiro aumentado.
A contribución de cada gas ao efecto invernadoiro aumentado determínase polas características dese gas, a súa abundancia e calquera efecto indirecto que poida causar. Por exemplo, o efecto radiativo directo dunha masa de metano é unhas 84 veces máis forte que a da mesma masa de dióxido de carbono nun período de 20 anos, pero está presente en concentracións moito máis pequenas, así que o seu efecto radiativo directo total foi ata agora menor, en parte debido ao seu tempo de vida atmosférico máis curto en ausencia dun secuestro de carbono adicional. Por outra parte, ademais do seu impacto radiativo directo, o metano ten un grande efecto radiativo indirecto porque contribúe á formación de ozono. Shindell et al. (2005) argumenta que a contribución ao cambio climático do metano é polo menos o dobre das estimacións previas como resultado deste efecto.
Forzamento radiativo e índice de efecto invernadoiro anual
A Terra absorbe parte da enerxía radiante recibida do Sol, reficte parte dela como luz e reflicte ou radia o resto de volta ao espazo en forma de calor. A temperatura superficial dun planeta depende deste balance entre a enerxía que entra e a que sae. Cando se modifica o balance de enerxía da Terra, a súa superficie vaise facer máis cálida ou máis fría, o que conduce a diversos cambios no clima global.
Varios mecanismos naturais e orixinados polo ser humano poden afectar o balance de enerxía global e forzar cambios no clima da Terra. Os gases de efecto invernadoiro son un deses mecanismos. Os gases de efecto invernadoiro absorben e emiten parte da enerxía saínte radiada desde a superficie terrestre, causando que se reteña calor na atmosfera inferior. Como se explicou antes, algúns gases de efecto invernadoiro permanecen na atmosfera durante décadas ou mesmo séculos, como o óxido nitroso e os gases fluorados, e, por tanto, poden afectar ao balance de enerxía da Terra durante un longo período de tempo. O forzamento radiativo cuantifica (en watts por metro cadrado) o efecto de factores que inflúen no balance de enerxía da Terra; incluíndo cambios nas concentracións de gases de efecto invernadoiro. Un forzamento radiativo positivo orixina un quecemento ao incrementar a enerxía entrante neta, mentres que un forzamento radiativo negativo leva ao arrefriamento, como ocorre cos efectos anti-invernadoiro que causan gases como o dióxido de xofre.
O índice de gas de efecto invernadoiro anual (AGGI polas súas siglas en inglés de Annual Greenhouse Gas Index) definido polos científicos da NOAA como a proporción de forzamento radiativo directo total debido a gases de efecto invernadoiro ben mesturados e de longa vida para cada ano do que existan medidas globais adecuadas con respecto ás que había no ano 1990. Estes niveis de forzamento radiativo son relativos aos presentes no ano 1750 (é dicir, antes do comezo da era industrial). Escolleuse o ano 1990 porque é o ano de referencia para o Protocolo de Kyoto, e o ano de publicación do Primeiro Informe de Avaliación do IPCC sobre o cambio climático. A NOAA afirma que o AGGI "mide o compromiso que a sociedade (global) fixo xa de vivir nun clima que cambia. Está baseado nas observacións atmosféricas de maior calidade de sitios de todo o mundo. A súa incerteza é moi baixa. "
Potencial de quecemento global
O potencial de quecemento global (GWP polas súas siglas en inglés) depende tanto da eficiencia da molécula como gas de efecto invernadoiro coma do seu tempo de vida atmosférico. O GWP mídese en relación á mesma masa de CO2 e avalíase para unha escala de tempo específica. Así, se un gas ten un forzamento radiativo alto (positivo) pero un curto tempo de vida, terá un gran GWP na escala de 20 anos, pero será pequeno na escala de 100 anos. Inversamente, se unha molécula ten un tempo de vida atmosférico máis longo que o do CO2, o seu GWP incrementarase cando se considera a escala temporal. O dióxido de carbono ten por definición un GWP de 1 en todos os períodos de tempos.
O metano ten un tempo de vida atmosférico de 12 ± 2 anos. O Sexto Informe de Avaliación do IPCC de 2021 indica que o metano ten un GWP de 83 na escala temporal de 20 anos, de 30 na de 100 anos e de 10 na de 500 anos. Porén, unha análise de 2014 sinala que aínda que o impacto inicial do metano é unhas 100 veces maior que o do CO2, debido ao seu tempo de vida atmosférico máis curto, despois de 60 ou 70 anos, o impacto dos dous gases é aproximadamente igual, e desde entón en adiante o papel relativo do metano continúa declinando. O decrecemento do GWP a tempos máis longos débese a que o metano se descompón a auga e CO2 por reaccións químicas na atmosfera.
Exemplos de tempos de vida atmosféricos e de GWP en relación do CO2 para varios gases de efecto invernadoiro danse na seguinte táboa: O uso de CFC-12 (excepto algúns usos esenciais) está sendo eliminado gradualmente debido ás súas propiedades prexudiciais para a capa de ozono. A eliminación gradual dos menos activos compostos HCFC completarase en 2030. Concentracións na atmosfera
Concentracións actuais
Abreviacións usadas nas dúas táboas de abaixo: ppm
partes por millón; ppb
partes por mil millóns; ppt
partes por billón; W/m2
watts por metro cadrado.
Cambios desde a Revolución Industrial
Desde o principio da Revolución Industrial, incrementáronse as concentracións de moitos dos gases de efecto invernadoiro. Por exemplo, a fracción molar de dióxido de carbono aumentou desde as 280 ppm ás 421 ppm, ou 140 ppm por riba dos niveis preindustriais modernos. O primeiro incremento de 30 ppm tivo lugar nuns 200 anos, desde o comezo da Revolución Industrial ata 1958; porén, o seguinte incremento de 90 ppm tivo lugar en só 56 anos, desde 1958 a 2014.
Datos recentes tamén mostran que a concentración está incrementándose a maior velocidade. Na década de 1960, o incremento anual medio era de só o 37% do aumento entre 2000 e 2007. Disponse on line de moitas observacións de diversas Bases de Datos Observacionais da Química Atmosférica.
Medidas dos núcleos de xeo dos últimos 800. 000 anos
As mostras de núcleos de xeo proporcionan evidencias das variacións de gases de efecto invernadoiro nos últimos 800. 000 anos (ver o seguinte capítulo). Tanto o CO2 coma o CH4 varían entre as fases glacial e interglacial, e as concentracións deses gases correlaciónannse fortemente coa temperatura. Non existen datos directos para períodos anteriores aos representados no rexistro dos núcleos de xeo, un rexistro que indica que as fraccións molares de CO2 permaneceron nun rango de 180 ppm a 280 ppm durante os últimos 800. 000 anos, ata o incremento experimentado nos últimos 250 anos. Porén, various proxies e modelos suxiren maiores variacións en épocas pasadas; por exemplo, hai 500 millóns de anos os niveis de CO2 eran probablemente 10 veces maiores que agora. Pénsase que concentracións maiores de CO2 prevaleceron durante a maior parte do eón fanerozoico, con concentracións de catro a seis veces maiores que as actuais durante a era mesozoica, e de dez a quince veces as actuais durante o inicio da era paleozoica ata a metade do período devoniano, hai uns 400 millóns de anos. O espallamento das plantas terrestres pénsase que reduciu as concentracións de CO2 durante o final do Devoniano, e as actividades das plantas, que funcionan tanto como fontes de CO2 coma como sumidoiros, foron desde entón importantes para proporcionar retroalimentacións estabilizantes.
En épocas aínda máis temperás da historia da Terra houbo un período de 200 millóns de anos de glaciaciacións xeneralizadas e intermitentes que se estenderon ata preto do ecuador (período da chamada "Terra bóla de neve"), que parece que tivo un final repentino hai uns 550 millóns de anos, debido a unha colosal desgasificación volcánica que elevou a concentración atmosférica de CO2 abruptamente ao 12%, unhas 350 veces os niveis modernos, causando condicións de efecto invernadoiro extremas e deposicións de carbonatos e rochas calcarias a unha velocidade de aproximadamente 1 mm ao día. Este episodio marcou o final do eón precámbrico e foi seguido das condicións xeralmente máis cálidas do Fanerozoico, durante o cal evolucionaron os animais e plantas pluricelulares. Desde entón non houbo unha emisión volcánica de dióxido de carbono a escala comparable. Na era moderna, as emisións á atmosfera dos volcáns son aproximadamente de 645 millóns de toneladas de CO2 por ano, mentres que os seres humanos contribúen con 29. 000 millóns de toneladas dese gas por ano.
Medidas feitas con mostras de núcleos de xeo da Antártida mostran que antes de que empezasen as emisións industriais a fracción molar do CO2 atmosférico era dunhas 280 partes por millón (ppm), e permaneceu entre 260 e 280 durante os mil anos precedentes. As fraccións molares de dióxido de carbono na atmosfera aumentaron aproximadamente un 35% desde a década de 1900, ascendendo desde as 280 ppm por volume ata as 387 ppm en 2009. Un estudo que utilizou evidencias tomadas dos estomas de follas fosilizadas indica unha maior variabilidade, con fraccións molares de dióxido de carbono dunhas 300 ppm durante o período que vai entre hai 7. 000 anos e hai 10. 000 anos, aínda que outros autores argumentaron que estes descubrimentos probablemente reflicten problemas de calibración ou contaminación en vez dunha variabilidade real no CO2. Debido ao xeito en que o aire queda atrapado no xeo (os poros do xeo péchanse lentamente para formar burbullas no profundo da neviza) e o período de tempo representado en cada mostra de xeo analizada, estas cifras representan medias de concentracións atmosféricas de incluso algúns centos de anos e non niveis anuais ou de décadas. Fontes
Fontes naturais
A maioría dos gases de efecto invernadoiro teñen tanto fontes naturais coma de orixe humana. Unha excepción son os halocarbonos sintéticos producidos polo ser humano, que non teñen fontes naturais. Durante o Holoceno preindustrial as concentracións de gases existentes eran aproximadamente constantes porque as grandes fontes e sumidoiros naturais estaban practicamente equilibrados. Na era industrial as actividades humanas engadiron gases de efecto invernadoiro á atmosfera, principalmente pola queima de combustibles fósiles e a deforestación.
Emisións de gases de efecto invernadeiro por actividades humanas
A agricultura, gandaría e outros usos do solo como media supuxeron o 13-21% das emisións de gases de efecto invernadoiro antropoxénicas globais totais no período 2010-2019.
As emisións acumuladas totais desde 1870 a 2017 foron de 425±20 xigatoneladas de carbono (GtC) (1539 Gt de CO2) procedentes de combustibles fósiles e da industria, e 180±60 GtC (660 Gt de CO2) procedentes do cambios no uso do solo. Os cambios no uso do solo, como a deforestación, causaron un 31% de emisiós acumuladas no período 1870–2017, o carbón o 32%, o petróleo o 25% e o gas natural o 10%.
Os outros gases de efecto invernadoiro producidos por actividades humanas mostran incrementos similares tanto en cantidade coma en velocidade de aumento. O Sexto Informe de Avaliación do IPCC de 2021 sinala que "Desde a perspectiva dunha ciencia física, limitar o quecemento global inducido polo ser humano a un nivel específico require limitar as emisións acumulativas de CO2, alcanzando polo menos as emisións cero de CO2, xunto con fortes reducións noutras emisións de gases de efecto invernadoiro. Unhas reducións fortes, rápidas e sostidas de CH4 tamén limitarían o efecto de quecemento que resulta de diminuír a polución de aerosios e mellorarían a calidade do aire. "
O dióxido de carbono, óxido nitroso, metano, tres grupos de gases fluorados, que son hexafluoruro de xofre, hidrofluorocarbonos e perfluorocarbonos (PFCs, hexafluoruro de xofre, trifluoruro de nitróxeno), son os principais gases de efecto invernadoiro antropoxénicos.
Aínda que os CFCs son gases de efecto invernadoiro, están regulados polo Protocolo de Montreal, que se acordou debido á contribución dos CFCs á depleción do ozono máis que pola súa contribución ao quecemento global. Nótese que a depleción do ozono ten só un papel menor no quecemento por efecto invernadoiro, aínda que os dous procesos se confunden ás veces nos medios de comunicación. En 2016, os negociadores dunhas 170 nacións reuníronse no cumio do Programa Ambiental das Nacións Unidas e chegaron a un acordo legalmente vinculante para reducir progresivamente os hidrofluorocarbonos (HFCs) na Emenda Kigali do Protocolo de Montreal.
Desde aproximadamente 1750 as actividades humanas incrementaron a concentración de dióxido de carbono e outros gases de efecto invernadoiro. En 2021 as concentracións atmosféricas medidas de dióxido de carbono eran case un 50% maiores que os niveis preindustriais. Retirada da atmosfera
Procesos naturais
Os gases de efecto invernadoiro poden ser retirados da atmosfera por varios procesos, como consecuencia de: un cambio físico (a condensación e a precipitción retiran vapor de auga da atmosfera).
unha reacción química na atmosfera. Por exemplo, o metano oxídase por reacción con radicais hidroxilo (OH·) que existen naturalmente, e é degradado a CO2 e vapor de auga (o CO2 da oxidación do metano non está incluído no potencial de quecemento global do metano). Outras transformacións químicas son a disolución e química en fase sólida de aerosois atmosféricos.
un intercambio físico entre a atmosfera e outros compoñentes do noso planeta. Un exemplo é a mestura dos gases atmosféricos coa auga dos océanos.
un cambio químico na interface entre a atmosfera e os outros compoñentes do planeta. Un destes casos é o experimentado polo CO2, que se absorbe e reduce pola fotosíntese das plantas, ou que, despois de disolverse nos océanos, reacciona para formar ácido carbónico e bicarbonato e ións carbonato (ver acidificación dos océanos).
un cambio fotoquímico. Os halocarbonos son disociados pola luz UV liberando Cl· e F· como radicais libres na estratosfera con nocivos efectos sobre o ozono (os halocarbonos son xeralmente demasiado estables para desaparecer por reaccións químicas na atmosfera).
Emisións negativas
Existen varias tecnoloxías que poden retirar da atmosfera gases de efecto invernadoiro emitidos. As que máis se analizaron foron as que capturan o dióxido de carbono atmosférico, xa sexa en formacións xeolóxicas, como a bioenerxía con captura e almacenamento de carbono e a captura directa do aire de dióxido de carbono, ou no solo, como no caso da biochar. O IPCC sinalou que moitos modelos de escenarios climáticos a longo prazo necesitan emisións negativas a grande escala producidas polo ser humano para evitar un grave cambio climático. Historia da investigación científica
A finais do século XIX, os científicos descubriron experimentalmente que o N2 e o O2 non absorben a radiación infravermella (chamada daquela "radiación escura"), mentres que a auga (tanto en forma de vapor coma condensada en forma de pinguiñas microscópicas suspendidas nas nubes) e o CO2 e outras moléculas gasosas poliatómicas si absorben a radiación infravermella. A inicios do século XX os investigadores decatáronse de que os gases de efecto invernadoiro da atmosfera facían que a temperatura global da Tera fose maior da que seria sen eles. Durante a parte final do século XX foise creando un consenso científico de que o incremento das concentracións de gases de efecto invernadoiro na atmosfera causa un aumento substancial das temperaturas globais e cambios noutras partes do sistema do clima, con consecuencias no ambiente e na saúde humana.