RT.2.1.1 Cambios en el dióxido de carbono, el metano y el óxido nitroso atmosféricos

Las concentraciones actuales de CO₂ y CH₄ atmosféricas sobrepasan los valores preindustriales hallados en los registros de testigos de hielo polar de composición atmosférica de hace 650.000 años. Varias líneas de pruebas múltiples confirman que el aumento posindustrial de estos gases no proviene de mecanismos naturales (véase Gráfico RT.1 y Gráfico RT.2). {2.3, 6.3–6.5, PF 7.1}

Datos Del Testigo De Hielo Glacial-InterGlacial

Gráfico RT.1. Variaciones de deuterio (δD) en el hielo ártico, representativo de la temperatura local, y las concentraciones atmosféricas de los gases de efecto invernadero, dióxido de carbono (CO₂), metano (CH₄), y óxido nitroso (N₂O) en el aire atrapadas en los testigos de hielo y de mediciones atmosféricas actuales. Los datos cubren 650.000 años y las líneas sombreadas representan períodos interglaciales cálidos actuales y pasados. {Adaptado del Gráfico 6.3}

Cambios En Los Gases De Efecto Invernadero De Datos Núcleo De Hielo Y Actuales

Gráfico RT.2. Concentraciones y forzamiento radiativo del (a) dióxido de carbono (CO₂), (b) metano (CH₄), (c) y óxido nitroso (N₂O) y (d) la tasa de cambio de de su forzamiento radiativo combinado durante los últimos 20.000 años reconstruidas a partir del hielo antártico y de Groenlandia y datos de nieve granular (símbolos) y mediciones atmosféricas directas (paneles a,b,c, líneas rojas). Las barras grises muestran los niveles de variabilidad natural reconstruidos durante los últimos 650.000 años. La tasa de cambio del forzamiento radiativo (panel d, línea negra) se calculó mediante una curva en los datos de concentración. La edad se calculó con datos que varían desde aproximadamente veinte años para sitios con gran acumulación de nieve como Law Dome, Antártida, hasta aproximadamente de 200 años para lugares con poca acumulación como Dome C, Antártida. La flecha muestra el pico en la tasa de cambio del forzamiento radiativo que resultaría si las señales antropogénicas de CO₂, CH₄, y N₂O se suavizaran relacionadas con las condiciones de baja acumulación en el sitio Dome C. La tasa de cambio negativa del forzamiento de aproximadamente 1.600 muestra la inserción de alta resolución en los resultados del panel debido a la disminución del CO₂ de 10 ppm en el registro del Law Dome. {Gráfico 6.4}

El forzamiento radiativo total del clima terrestre debido a aumentos en la concentración de GEILV CO2, CH4 y N2O, y muy probablemente la tasa en aumento del forzamiento total debido a estos gases en el período a partir de 1750, no tienen precedentes en más de 10.000 años (Gráfico RT.2). Es muy probable que la tasa de aumento sostenida del forzamiento radiativo combinado de estos gases de efecto invernadero de aproximadamente +1 W m^–2 en los últimos 40 años sea al menos seis veces más alta que en cualquier época durante los dos milenios antes de la Era Industrial, periodo requerido para que la información del testigo de hielo tenga la resolución temporal necesaria. El forzamiento radiativo, debido a estos GEILV, tiene el nivel de confianza más alto de cualquier agente de forzamiento. {2.3, 6.4}

La concentración de CO₂ atmosférico aumentó, de un valor preindustrial de aproximadamente 280 ppm, a 379 ppm en 2005. La concentración atmosférica de CO₂ aumentó solo 20 ppm durante los 8.000 años previos a la industrialización. Las variaciones a escalas de varias décadas o de siglos son menores de 10 ppm y probablemente, resultado de procesos naturales. Sin embargo, a partir de 1750, la concentración de CO₂ aumentó aproximadamente 100 ppm. La tasa de crecimiento anual de CO₂ aumentó más durante los últimos 10 años (media de 1995–2005: 1,9 ppm año^–1) que desde el comienzo de las mediciones atmosféricas directas continuas (media de 1960–2005: 1,4 ppm año^–1). {2.3, 6.4, 6.5}

El aumento del CO₂ atmosférico a partir del período preindustrial es el responsable del forzamiento radiativo de +1,66±0,17 W m^–2; un aporte que domina a todos los agentes de forzamiento radiativo abordados en este informa. Durante la década de 1995 a 2005, la tasa de crecimiento del CO₂ en la atmósfera aumentó un 20% su forzamiento radiativo. {2.3, 6.4, 6.5}

Las causas principales del aumento del CO₂ atmosférico son las emisiones de CO₂ derivadas del uso de combustibles fósiles y del impacto del cambio en los usos del territorio en el carbono acumulados en las plantas y en el suelo. A partir de 1750, se calcula que aproximadamente dos tercios de las emisiones de CO₂ antropogénico provienen de la quema de combustible fósil y un tercio del cambio en el uso de la tierra. Aproximadamente un 45% de este CO₂ permanece en la atmósfera, mientras un 30% permanece en los océanos y el resto está en la biosfera terrestre. Aproximadamente la mitad del CO₂ emitido hacia la atmósfera se elimina en una escala de tiempo de 30 años; otro 30% se elimina en pocos siglos y el 20% restante permanecerá en la atmósfera durante miles de años. {7.3}

Las emisiones de CO₂ continúan aumentando en los últimos decenios. (ver Gráfico RT.3). Las emisiones^[3] anuales mundiales de CO₂ fósil aumentaron de un promedio de 6,4 ± 0,4 GtC año^–1 en el decenio de 1990 a 7,2 ± 0,3 GtC año^–1 en el período de 2000 a 2005. Las emisiones de CO₂ calculadas asociadas con el cambio en el uso de la tierra, de las que se extrajeron promedios en la década de 1990, iban de aproximadamente^[4] 0,5 a 2,7 GtC año^–1, con una media aproximada de 1.6 Gt año^–1. La Tabla RT. 1 muestra los balances aproximados de CO₂ en las últimas décadas. {2.3, 6.4, 7.3, PF 7.1}

A partir de la década de 1980, los procesos naturales de absorción de CO₂ por la biosfera terrestre (por ejemplo, el sumidero de residuos en la Tabla RT.1) y de los océanos, eliminaron aproximadamente el 50% de las emisiones antropogénicas (por ejemplo, el flujo de emisiones fósiles de CO₂ y el cambio en el uso de la tierra reflejado en la Tabla RT.1). La concentración atmosférica de CO₂ y los cambios meteorológicos influyen en estos procesos de eliminación. La capacidad de absorción de los océanos y la biosfera terrestre es similar en magnitud pero la capacidad de absorción de la biosfera terrestre varía más y fue mayor en la década de 1990 que en la de 1980 en aproximadamente 1 GtC año^–1. Las observaciones demuestran que las concentraciones de CO₂ disueltas en la superficie oceánica (pCO₂) aumentaron en casi todas partes; le sigue el aumento del CO₂ atmosférico pero con gran variabilidad regional y temporal. {5.4, 7.3}

La absorción y almacenamiento del carbono en la biosfera terrestre emerge de la diferencia neta entre la absorción debida al crecimiento de la vegetación, los cambios en la reforestación y en la secuestración y emisiones debidas a la respiración heterotrófica, las cosechas, la deforestación, los incendios, la contaminación y otros factores que afectan a la biomasa y los suelos. El aumento y disminución de la frecuencia de incendios en diferentes regiones afecta la captación neta del carbono y en las regiones boreales, aumentaron las emisiones debido a incendios durante las últimas décadas. Cálculos aproximados de flujos superficiales netos de CO₂ tomados de estudios inversos utilizando redes de datos atmosféricos, demuestran una absorción importante de la tierra en las latitudes medias del Hemisferio Norte (HN) y captaciones casi nulas de los flujos tierra-atmósfera en los trópicos, lo que implica que la deforestación tropical se equilibra con el nuevo crecimiento. {7.3}

Las variaciones a corto plazo (interanuales) observadas en la tasa de crecimiento del CO₂ atmosférico se controlan principalmente a través de los cambios en el flujo de CO₂ entre la atmósfera y la biosfera terrestre, con una fracción pequeña pero importante debido a la variabilidad del flujo oceánico (véase Gráfico RT.3). Las fluctuaciones climáticas originan la variabilidad del flujo de la biosfera terrestre. Estas fluctuaciones afectan a la captación del CO₂ por las plantas en crecimiento y el retorno del CO₂ a la atmósfera por la descomposición del material orgánico mediante la respiración heterotrófica y los incendios. Los fenómenos asociados a la Oscilación del Sur El Niño (ENSO) son una fuente importante de variabilidad interanual en la tasa de crecimiento del CO₂ atmosférico. Esto se debe a sus efectos sobre los flujos a través de la temperatura superficial de la tierra y el mar, las precipitaciones y la incidencia de incendios. {7.3}

Emisiones E Incremento De CO₂

Gráfico RT.3. Cambios anuales en la media mundial de concentración de CO₂ (barras grises) y la media de cinco años a partir de dos redes diferentes de mediciones (las líneas escalonadas rojas y la línea negra inferior). La media de cinco años suaviza las perturbaciones a corto plazo asociadas con fenómenos fuertes de ENSO en 1972, 1982, 1987 y 1997. Incertidumbres en la media de cinco años se indican mediante la diferencia entre las líneas rojas y negras inferiores con valores de 0,15 ppm. Las líneas escalonadas superiores muestran el crecimiento anual que tendría lugar si todas las emisiones de combustibles fósiles permanecen en la atmósfera y no existiesen otras emisiones {Gráfico 7.4}

En la actualidad, los efectos directos del aumento del CO₂ atmosférico en la absorción del carbono terrestre a gran escala no se pueden calcular con precisión. El crecimiento de las plantas se puede estimular mediante el aumento de las concentraciones atmosféricas de CO₂ y por la deposición de nutrientes (efectos de fertilización). Sin embargo, la mayoría de los estudios y experimentos demuestran que tales respuestas son relativamente efímeras y fáciles de asociar a otros efectos tales como la disponibilidad de agua y nutrientes. Asimismo, los experimentos y estudios de los efectos del clima (temperatura y humedad) en la respiración heterotrófica de residuos y suelos son inciertos. La sección RT.5.4.{7.3} aborda por separado los efectos del cambio climático en la absorción del carbono.

El aumento de aproximadamente 1774 ppb de CH₄ en 2005 representa más del doble de su valor preindustrial. Las concentraciones atomosféricas de CH₄ variaron muy poco, entre 580 y 730 ppb, en los últimos 10.000 años, pero aumentaron alrededor de 1000 ppb en los últimos 200 años. Esto representó el cambio más rápido de este gas durante al menos 80.000 años. A finales de la década de 1970 y principios del decenio de 1980, la tasa de crecmiento de CH₄ llegó al máximo con un valor por encima de 1% año^–1, pero a partir del principio del decenio de 1990 disminuyó considerablemente y estuvo cerca de cero en el período de 1999 a 2005. El aumento de CH₄ se produce cuando las emisiones superan las eliminaciones. El reciente declive en las tasas de crecimiento implica que en la actualidad las emisiones se corresponden con las eliminaciones. Esto se debe principalmente a la oxidación del radical hidróxilo (OH). A partir del TIE, nuevos estudios realizados con dos indicadores independientes (el metilcloroformo y el 14CO) señalaron la ausencia de cambios a largo plazo en la cantidad mundial de OH. Sin embargo, es probable que se ralentice la tasa de CH₄ atmosférico aproximadamente a partir de 1993 debido al equilibrio que alcanzó la atmósfera durante un período de emisiones totales casi constantes. {2.3, 7.4, PF 7.1}

El aumento de las concentraciones de CH₄ atmosférico desde el período preindustrial contribuyó a un forzamiento radiativo de +0,48 ± 0,05 W m^–2. Entre los gases de efecto invernadero, este forzamiento ocupa el segundo lugar en magnitud después del forzamiento del CO₂. {2.3}

Los niveles actuales de CH₄ atmosférico se deben a las emisiones antropogénicas continuadas de CH₄ que superan las emisiones naturales. El total de emisiones de CH₄ se puede determinar a partir de concentraciones observadas y cálculos de las tasas de eliminación. Las emisiones de fuentes de CH₄ individuales no están tan bien cuantificadas como las emisiones totales pero la mayoría es biogénica e incluye emisiones de humedales, animales rumiantes, cultivo de arroz y quema de biomasa, con el pequeño aporte de fuentes industriales que incluye la emisión de combustibles fósiles. El conocimiento de las fuentes de CH₄ junto con la pequeña gama natural de concentraciones de CH₄ en los últimos 650.000 años (Gráfico RT.1) y su aumento dramático a partir de 1750 (Gráfico RT.2), hacen muy probable que la actividad antropogénica sea la causa de los cambios a largo plazo observados en el CH₄. {2.3, 6.4, 7.4}

Además de su declive durante los últimos 15 años, la tasa de crecimiento del CH₄ atmosférico muestra una alta variabilidad interanual, lo cual no se ha explicado aún. El mayor aporte a la variabilidad interanual durante el período de 1996 a 2001 lo suponen, al parecer, las variaciones en las emisiones de los humedales y la quema de biomasa. Algunos estudios indican que las emisiones de CH₄ de los humedales son altamente sensibles a la temperatura y se ven afectadas por los cambios hidrológicos. Todos los modelos de cálculos indican aumento en las emisiones de los humedales debido a cambios climáticos futuros pero varían ampliamente en la magnitud de tal retroefecto positivo. {7.4}

Las concentraciones de N₂O en 2005 fueron de 319 ppb, aproximadamente en un 18% más alto que su valor preindustrial. El óxido nitroso aumentó linealmente en un valor aproximado de 0,8 ppb año^–1 durante las últimas décadas. Los datos del testigo de hielo muestran que la concentración atmosférica de N₂O varió menos de aproximadamente 10 ppb en los 11.500 años antes del comienzo del período industrial. {2.3, 6.4, 6.5}

En la actualidad el aumento de N₂O a partir del período industrial contribuye a un forzamiento radiativo de +0,16 ± 0,02 W m^–2 y se debe principalmente a las actividades humanas, concretamente la agricultura y a los cambios asociados al uso de la tierra. Los cálculos actuales apuntan que alrededor de un 40% de las emisiones totales de N₂O son antropógenas pero cálculos de fuentes individuales están sujetos a incertidumbres significativas. {2.3, 7.4}