TIEMPO DE VIDA DE LOS GEI

1. Cualquier proceso físico que conduzca a un cambio neto en el balance de radiación del planeta es en primera aproximación comparable. Ello es posible porque el sistema troposfera – capa de mezcla esta acoplado y la radiación saliente lo es o de la superficie (ventana de radiación) o aproximadamente del tope de la troposfera. Por eso se define: Forzamiento radiativo al cambio de la irradiancia neta al nivel de la tropopausa después de permitir el ajuste al equilibrio radiativo de la estratosfera, pero con temperaturas de superficie y de la troposfera fijas en sus valores imperturbados.

3. El forzamiento radiativo se puede relacionar linealmente con el cambio de la temperatura media global de equilibrio en la superficie Δ Ts = λ RF donde λ es el parámetro de sensibilidad climática

7. TIEMPO DE VIDA DE LOS GEI • El tiempo de vida de los gases en la atmósfera dependen de los mecanismos de remoción de estos gases • En el caso del CO2 el tiempo de vida no es el del reciclado. Este último surge de la interacción con la biosfera y el océano y es de 4 años. Es decir seria el tiempo medio de las moléculas de CO2 en la atmósfera. Sin embargo dada una perturbación de CO2 en la atmósfera como esta, está en equilibrio con el océano y el proceso de sustracción final es la deposición en el fondo de los mares, la escala de decaimiento es del orden de 100 años.

8. TIEMPO DE VIDA DE LOS GEI El tiempo de vida de los gases en la atmósfera dependen de los mecanismos de remoción de estos gases. Con la excepción del CO2, en la troposfera las reacciones químicas están dominadas por los radicales OH que controlan el tiempo de reciclado de los GEI. En cambio en la estratosfera, las reacciones químicas están dominadas por la fotolísis. Aún en la troposfera mucha de la química es iniciada por la luz ultravioleta de frecuencia entre 0,290 y 0,320 micrones O3 + (UV) O2+ O (1) El muy reactivo O atómico reacciona con agua O + H2O OH + OH (2) El radical OH es el más importante agente de remoción Ejemplo OH + CH4 + O2 CH3O2 + O2 (3) O bien:  OH + CO + O2 CO2 + HO2 (4) El radical peróxido HO2 remueve el NO y el O3 HO2 + NO OH + NO2 (5)  HO2 + O3 OH + O2 + O (6) recuperando los oxidrilos y el oxigeno molecular Las reacciones 3 y 4 seguidas de 5 y 6 son una cadena catalítica que destruye al CH4, al CO y al O3 En atmósfera contaminada con NO2 los oxidrilos se destruyen OH + NO2 HNO3 (7) ácido nítrico que es removido por lluvia o deposición. 5 y 7 son mecanismos de perdida de NO y NO2. Además NO + O3 NO2 + O2 (8) afectando el ozono NO2 + (UV) + O2 O3 + NO (9)

9. Las moléculas que escapan a la oxidación troposférica del OH o a la remoción húmeda alcanzan la estratosfera. Allí la luz < 180 micrones y los fotones tienen suficiente energía para disociar los compuestos estables, por ej. CFCs, CO2, HF y compuestos de cloro. • El tiempo de residencia de los gases destruidos en la estratosfera es de 40 a 2000 años. Es el caso del N2O con 120 años de tiempo de vida. Algunos gases son tan estables CFC-115 o el C2F6 que sólo la disociación se da con luz muy corta y para ello deben llegar a 60 Km. En ese caso el tiempo de residencia es de miles de años porque su progreso hasta esa altura es muy lento.

12. PODER DE CALENTAMIENTO GLOBAL

13. Cuando se trata de comparar el efecto que producirá una determinada emisión de un gas en comparación con otro se requiere otro concepto ya que no todos los GEI permanecen igualmente en la atmósfera. Por ello se introduce el concepto de Potencial de Calentamiento Global, GWP en ingles abreviado. Generalmente se expresa en forma relativa al poder de calentamiento del gas de referencia que se ha adoptado como el CO2 Th   Ax x(t) dx GWP(x) = 0--------------- Th  Ar r(t) dr   0 Th = horizonte de tiempo Ax = Forzante radiativo del gas x T= tiempo x(t) = función de decaimiento de la emisión inicial del gas x Ar = Forzante radiativo del gas de referencia r(t) = Función de decaimiento del gas de referencia El GWP va a ser una función del tiempo de referencia Th. El Protocolo de Kyoto adoptó 100 años

16. Los gases que duran muy poco, no alcanzan a tener una distribución homogénea en la atmósfera y por ello aunque se puede definir un GWP. Su influencia sobre el clima puede ser diferente. Es el caso de los NOx y CO. • El O3 no tiene distribución homogénea y por tanto no se calcula su GWP porque sus efectos sobre el clima no dependen de su balance radiativo global

18. ALTERNATIVAS The Global Temperature Potential where ΔTHdenotes the global mean surface temperature change after H years following an emission of compound The GTP metric has the potential advantage over GWP that it is more directly related to surface temperature change.

19. The GTP metric requires knowledge of the same parameters as the GWP metric (radiative efficiency and lifetimes), but in addition, the response times for the climate system must be known.

20. CICLOS GEOQUÍMICOS DE LOS GEI

23. CICLO DEL CARBONO

24. FRACCIÓN RETENIDA EN LA ATMOSFERA≈ 45%

25. EL CICLO GEOQUÍMICO DEL CARBONO 1990-2000

28. 1,4 PgC y-1 4,1 PgC y-1 45% 2,7 PgC y-1 30% + 7,7 PgC y-1 25% 2, 3 PgC y-1 Fate of Anthropogenic CO2 Emissions (2000-2008)

29. 10 8 Fossil fuel 6 CO2 emissions (PgC y-1) 4 Land use change 2 1970 1980 2010 2000 1960 1990 CO2 Emissions from Land Use Change 19% 12% Le Quéré et al. 2009, Nature-geoscience; Data: CDIAC, FAO, Woods Hole Research Center 2009

30. Razões para o desmatamento

31. Forest clearing and forest cover in the humid tropical forest biome, 2000–2005 Forest loss in Brazil accounts for 48% of total biome clearing, nearly four times that of the next highest country, Indonesia, which accounts for 13%. Hansen M. C. et.al. PNAS 2008

32. Colombia Cameroon Venezuela Nicaragua Peru Rep.Dem.Congo India Nigeria Philippines Nepal 4-2% <1% 2-1% Net CO2 Emissions from LUC in Tropical Countries 2000-2005 RA Houghton 2009, 600 60% 500 Brazil 400 Indonesia CO2 emissions (TgC y-1) 300 200 100 0 Land use change was responsible for estimated net emissions of 1.5 PgC per year over the last 15 years.This is 12% of total emissions in 2008, down from 20% in the 1990´s

33. (Area) Emissions from Land Use Change (2000-2005) Canadell et al. 2009, Biogeosciences

34. As of 2008, 17% of Amazonia was deforested. By 2050, if current trends continue, about 40% of the forest could be cleared. 7.000 Km²in 2009

35. Possíveis riscos aos Biomas Latino Americanos Savanas na Amazônia Floresta Caatinga Savana Semi-Deserto no Nordeste 2000 2100 Eventual savanização na Amazônia e ‘Aridização’ no NE do Brasil Fortes alterações nos recursos hídricos ao longo dos Andes Aumento de precipitação na Bacia do Prata Alterações devido à mudanças de albedo no extremo sul da América do Sul Fontes: Oyama and Nobre, 2003, Salazar, Nobre and Oyama, 2007

36. CICLO DEL CO2 y FEEDBACKS • EFECTO DE CO2 ELEVADO • Aumento de fertilización • Limitado por nutrientes, contaminación y ozono • FUEGO • Reducción, excepto en altas latitudes • SECUESTRO DE C POR SELVAS TROPICAL ( 0,6 GtC/año) • DEFORESTACIÓN • AFORESTACIÖN (0,45 GtC/año) • RECRECIMIENTO DEL BOSQUE • PRÁCTICAS AGRÍCOLAS (1,4 GtC en 30 años USA)

38. Gradiente N/S

39. ORIGEN ANTRÓPICO • The carbon contained in CO2 has two naturally occurring stable isotopes denoted C12 and C13. The C12 is the most abundant isotope at about 99% followed by C13 at about 1%. Emissions of CO2 from coal, gas and oil combustion and land clearing have C13/C12 isotopic ratios that are less than those in atmospheric CO2, and each carries a signature related to its source. • Thus, when CO2 from fossil fuel combustion enters the atmosphere, the C13/C12 isotopic ratio in atmospheric CO2 decreases at a predictable rate consistent with emissions of CO2 from fossil origin.

41. LA ESTIMACIÓN DEL SUMIDERO EN EL MAR • Varios métodos • Observaciones de la presión parcial del CO2 en el mar • Inversión de datos atmosféricos y modelos de transporte atmosférico • Observaciones de C, O y CFC y nutrientes para estimar el C antrópico

42. Acidificación del Océano Nicolás Nieto

43. Ciclo del Carbono

45. Cambio en el pH de la superficie marina causado por el CO2 antropogénico entre los años 1700s y los 1990s Calculo del estado de saturación de aragonito en función del exceso de concentración de iones de carbonato (umol kg-1)

46. Esta acidificación disminuye la sobresaturación del carbonato de calcio CaCO3 en el océano. Efectos esperados : Reducción de la producción biológica de corales En la calcificación del fitoplancton y el zooplancton Los peces son mas resistentes

47. ARRECIFES DE CORALES

48. LA AMENAZA A LOS CORALES Y LA VIDA MARINA

49. CICLO DEL METANO