Los
gases regulados por la convención marco de las naciones
unidas sobre el cambio climático
Dick
Homero Cuatecontzi y Jorge Gasca*
EN
1988 SE ESTABLECIÓ el Panel Intergubernamental sobre Cambio
Climático, PICC, cuya función es evaluar la información
científica disponible sobre el mismo, valorar los impactos
ambientales y socioeconómicos del cambio climático,
y formular estrategias de respuesta (ver el capítulo El
Panel Intergubernamental de Cambio Climático, PICC, de
M. Ávalos, en la sección II).
En el Grupo de Trabajo I del PICC, cerca de 140 científicos
y expertos de más de 30 países colaboraron en el
desarrollo de la Guía Revisada 1996 del PICC, para la elaboración
de los Inventarios Nacionales de Gases de Efecto Invernadero,
con el fin de asegurar que los que se sometan a la consideración
de la Convención Marco de las Naciones Unidas sobre el
Cambio Climático (CMNUCC), sean consistentes y comparables.
El objetivo del artículo 2 de la CMNUCC es lograr la estabilización
de las concentraciones de gases de efecto invernadero (GEI) en
la atmósfera –entendiéndose por “gases
de efecto invernadero” aquellos componentes gaseosos de
la atmósfera, tanto naturales como antropogénicos,
que absorben y reemiten radiación infrarroja a la Tierra–
en un nivel tal que no se generen interferencias antropogénicas
peligrosas en el sistema climático. Ese nivel deberá
lograrse en un periodo que sea suficiente para permitir que los
ecosistemas se adapten de manera natural al cambio climático
y asegurar que la producción de alimentos no se vea amenazada,
mientras el desarrollo económico continúa su avance
de una manera sustentable (PNUMA 1999). Los gases de efecto invernadero
cubren una amplia gama de gases de origen tanto natural como antropogénico.
En 1997 se aprobó el texto del Protocolo de Kioto (PK)
de la CMNUCC, mediante el cual se controlarán las emisiones
de seis gases de efecto invernadero: bióxido de carbono
(CO2), metano (CH4), óxido nitroso (N2O), hidrofluorocarbonos
(HFCs), perfluorocarbonos (PFCs) y hexafluoruro de azufre (SF6).
En el PK se establece el compromiso de 39 países desarrollados
y en proceso de transición a economía de mercado
que integran el Anexo I del Protocolo, de reducir sus emisiones
de GEI en no menos de 5%, con respecto a sus emisiones 1990. Cabe
mencionar que a la fecha (octubre de 2004) no ha entrado en vigor
el Protocolo.
Se deben tener en cuenta dos características importantes
para estimar el efecto invernadero de los gases:
a)
El forzamiento radiativo
Se
entiende como aquel cambio en el balance entre la radiación
solar que entra y la radiación infrarroja que sale de la
Tierra (se expresa en Watts por metro cuadrado, Wm-2), debido,
por ejemplo, a una alteración en la concentración
de bióxido de carbono en la atmósfera o a cambios
en la energía solar que incide en el planeta. Se estima
que en el periodo comprendido entre 1750 y 2000, este forzamiento
atribuido al aumento de los gases de efecto invernadero en su
conjunto, ha alcanzado el valor de 2.43 Wm-2:1.46 Wm-2 debido
al CO2; 0.48 Wm-2 debido al CH4; 0.34 Wm-2 debido a los halocarbonos,
y 0.15 Wm-2 debido al N2O (IPCC 2001).
El Grupo de Trabajo I del PICC estableció que el agotamiento
observado en la capa de ozono estratosférico de 1750 al
2000, ha causado un forzamiento radiativo negativo (-0.15 Wm-2).
Al suponer que se cumple con toda la reglamentación actual
sobre los halocarbonos, su forzamiento positivo se verá
reducido en la misma proporción que el forzamiento radiativo
negativo causado por el agotamiento del ozono estratosférico,
cuando la capa de ozono se recupere en el siglo XXI.
Se calcula que la cantidad total de ozono en la troposfera ha
aumentado en 36% desde el periodo previo a la industrialización
a causa particularmente de las emisiones antropogénicas
de diversos gases que forman ozono. El forzamiento radiativo del
ozono varía de manera considerable entre regiones y responde
mucho más rápidamente a los cambios en las emisiones
que aquellos gases de efecto invernadero con un tiempo de vida
grande en la atmósfera.
b)
Potencial de calentamiento global (PCG)
Este
factor está considerado como representativo de la medida
cuantitativa de los impactos relativos promediados globalmente
del forzamiento radiativo de un gas particular. Se define como:
«el forzamiento radiativo acumulado de las emisiones de
una masa unitaria de gas en relación con un gas de referencia
(CO2), considerando tanto los efectos directos como de los indirectos,
en un horizonte de tiempo especificado» (IPCC 1996). Los
efectos directos se presentan cuando el gas en sí es un
gas de efecto invernadero; el forzamiento radiativo indirecto
se presenta cuando las transformaciones químicas que involucran
al gas original, producen un gas o gases que son de efecto invernadero,
o cuando un gas afecta los tiempos de vida de otros gases en la
atmósfera.
El gas de referencia es el bióxido de carbono, por lo que
las emisiones son ponderadas por el potencial de calentamiento
global (PCG); se miden en teragramos de equivalentes de bióxido
de carbono. La expresión utilizada para este cálculo
es la siguiente:
Donde: Tg CO2 Equiv = Gg de gas * PCG /1000
Tg CO2 Equiv, se refiere a los teragramos de equivalentes de
bióxido de carbono.
Gg se refiere a los gigagramos (mil toneladas métricas)
del gas estudiado.
PCG, siglas del Potencial de Calentamiento Global del gas estudiado.
1/1000 es el factor de conversión de gigagramos a teragramos.
Los
valores del PCG permiten a los planificadores de políticas
comparar los impactos de las emisiones y las reducciones de éstas
de los diferentes gases. Según el PICC, los PCG tienen
típicamente una incertidumbre de ± 35%. Las Partes
de la CMNUCC están de acuerdo también en usar los
PCG basados en un horizonte de tiempo de 100 años (Albritton
y Meira 2001).
Existen también otros gases que no tienen un efecto directo
de forzamiento radiativo, pero influyen en la formación
y destrucción del ozono, el cual tiene un efecto absorbente
de la radiación terrestre. Estos gases son referidos como
precursores del ozono e incluyen monóxido de carbono (CO),
óxidos de nitrógeno (NOx) y compuestos orgánicos
volátiles diferentes al metano (COVNM). Los aerosoles son
partículas o gotas de líquido extremadamente pequeñas
que con frecuencia se producen por las emisiones de bióxido
de azufre y otros contaminantes; éstos también pueden
afectar las características de absorción de la radiación
infrarroja en la atmósfera. En los párrafos siguientes
se dará una descripción de los gases de efecto invernadero
directo e indirecto, sus fuentes y su papel en la atmósfera.
BIÓXIDO
DE CARBONO
En la naturaleza, billones de toneladas de carbono en forma de
CO2 son emitidas a la atmósfera anualmente por medio de
los procesos naturales (fuentes) y son absorbidas por los océanos
y la biomasa viviente (sumideros). Los flujos continuos más
grandes ocurren entre la atmósfera y la biota terrestre
y entre la atmósfera y el agua de la superficie de los
océanos. En la atmósfera, el carbono existe predominantemente
en forma oxidada: el bióxido de carbono. Este gas forma
parte del ciclo global del carbono, por lo que su destino es una
función compleja de diversos procesos geoquímicos
y biológicos. El tiempo de vida del CO2 en la atmósfera
es de 5 a 200 años.
Las concentraciones de bióxido de carbono en la atmósfera
se incrementaron de 280 partes por millón en volumen (ppmv),
en los tiempos previos a la industrialización (1750), a
367 ppm en 1999, es decir hubo un aumento de 31% (IPCC 2001).
El PICC ha establecido que no hay duda alguna en que este incremento
se debe en gran medida a las actividades humanas, particularmente
aquellas relacionadas con la combustión de los energéticos
fósiles, la deforestación y otros procesos de quema
de biomasa, así como a los que consumen energía,
como es la producción de cemento, los cuales también
emiten cantidades notables de bióxido de carbono.
En su valoración científica, el PICC estableció
que la cantidad en que se incrementó la presencia del bióxido
de carbono en la atmósfera se debe predominantemente a
la oxidación de carbono orgánico por la quema de
combustibles de origen fósil y la deforestación.
El aumento de la concentración de CO2 a partir de la industrialización
es espectacular comparado con las concentraciones relativamente
estables de CO2 (280 ± 10 ppm) de los milenios precedentes.
El ritmo medio de aumento desde 1980 es de 0.4% anual. La mayoría
de las emisiones durante los últimos 20 años se
deben a la quema de combustibles de origen fósil; el resto
(de 10 a 30%) proviene predominantemente de los cambios en el
uso de la tierra, especialmente por la deforestación. El
CO2 es el gas de efecto invernadero dominante (ver los capítulos
Los gases de efecto invernadero y sus emisiones en México,
de L. G. Ruíz y X. Cruz, y Los principales países
emisores, emisiones históricas, de J. L. Arvizu, en esta
sección), debido a las actividades humanas, con un forzamiento
radiativo actual de 1.46 W/m2, que representa 60% del total de
los cambios en las concentraciones de todos los gases de efecto
invernadero, muy resistentes, mezclados de manera homogénea
en todo el planeta (Albritton y Meira 2001). Para el año
2100, los modelos del ciclo del carbono proyectan concentraciones
de CO2 en la atmósfera entre 540 y 970 ppm; para los escenarios
ilustrativos del Informe Especial sobre Escenarios de Emisiones
(IE-EE), estas concentraciones son mayores en 90 y 250%, respectivamente,
que la registrada en 1750 (IPCC 2001). El efecto neto de las interacciones
climáticas terrestres y oceánicas, según
indican los modelos, es un aumento aún mayor en las concentraciones
proyectadas de CO2 en la atmósfera, producto de una menor
absorción de CO2 por los océanos y los continentes.
METANO
Este
gas se produce fundamentalmente por la descomposición anaerobia
de la materia orgánica en los sistemas biológicos.
Los procesos agrícolas como el cultivo del arroz inundado
en agua, la fermentación entérica en los animales
y la descomposición de los desechos de éstos, emiten
metano, al igual que lo hace la descomposición de los desechos
municipales. El metano (CH4) también se emite durante la
producción y distribución del gas natural y del
petróleo, y es liberado como subproducto en la extracción
del carbón y en la combustión incompleta de los
energéticos fósiles.
La concentración media global de metano en la atmósfera
en 1994 fue de 1,720 partes por mil millones en volumen (ppmm),
mostrando un incremento de 145% en relación con la concentración
existente en el periodo previo a la industrialización (700
ppmm. IPCC 1996). En 1998, la concentración atmosférica
era de 1,745 ppmm, con una tasa de cambio en la concentración
de 7.0 partes por billón anual. El CH4 tiene un tiempo
de vida de 12 años y es eliminado de la atmósfera
por reacciones químicas.
El
forzamiento radiativo directo actual del metano es de 0.48 W/m2,
y representa 20% del total de los GEI (Albritton y Meira 2001).
Se estima que de 60 a 80% de las emisiones actuales de metano
provienen de las actividades antropogénicas. Los modelos
proyectan cambios en la concentración de metano en la atmósfera
entre los años 1998 y 2100, que oscilan entre -90 y +1970
partes por billón en volumen; es decir, una variación
de entre –11% y +112% de la concentración registrada
en el periodo previo a la industrialización (IPCC 2001).
ÓXIDO
NITROSO
Los
suelos agrícolas, especialmente aquellos que utilizan fertilizantes
sintéticos y abonos; la combustión de energéticos
fósiles, especialmente en vehículos; la producción
de ácidos adípico y nítrico, el tratamiento
de aguas residuales, la combustión de desechos y el quemado
de biomasa, son las fuentes antropogénicas emisoras del
óxido nitroso (N2O).
La concentración en la atmósfera de N2O en el periodo
previo a la industrialización era de 270 ppmm. Para 1994,
la cifra fue de 312 partes; es decir, un incremento de 13% atribuido
a las actividades antropogénicas (IPCC 1996), y en 1998
la concentración atmosférica era de 314 ppmm. El
tiempo de vida del N2O en la atmósfera es de 114 años
y una tasa de cambio en la concentración de 0.8 partes
por billón en volumen. Su remoción de la atmósfera
se realiza fundamentalmente por medio de la acción fotolítica
de la luz solar en la estratosfera. El forzamiento radiativo se
estima en 0.15 W/m2, equivalente a 6% del total de todos los gases
de efecto invernadero (Albritton y Meira 2001).
El N2O es un buen ejemplo de la interacción que existe
entre las medidas de control que se instrumentan para reducir
la contaminación local y su impacto en el cambio climático.
La introducción de convertidores catalíticos en
los vehículos motorizados, por una parte ayuda a reducir
las emisiones de los precursores de ozono; por otra parte, sin
embargo, causa un aumento en las emisiones de óxido nitroso.
Los modelos proyectan cambios en la concentración de N2O
en la atmósfera entre los años de 1998 y 2100, que
oscilan entre +38 y +144 ppmm; es decir, una variación
de entre +12% y +46% de la concentración registrada en
el periodo previo a la industrialización (IPCC 2001).
HALOCARBONOS
Y COMPUESTOS RELACIONADOS
Los
halocarbonos son compuestos de carbono que contienen flúor,
cloro, bromo o yodo. En su mayor parte son sustancias químicas
producidas por el hombre y que tienen efectos directos e indirectos
en el forzamiento radiativo. Los halocarbonos que contienen cloro
(por ejemplo los clorofluoro-carbonos [CFCs], metilcloroformo,
y tetracloruro de carbono) y bromo (como los halones, bromuro
de metilo y hidrobromofluorocarbonos [HBFCs]) son sustancias que
agotan el ozono de la estratosfera, y están controlados
por el Protocolo de Montreal bajo el concepto de «sustancias
que agotan la capa de ozono».
Los halocarbonos controlados por el Protocolo de Kioto son los
hidrofluorocarbonos (HFCs) y los perfluorocarbonos (PFCs). Los
HFCs son gases utilizados para reemplazar las sustancias agotadoras
de la capa de ozono y los PFCs se utilizan como productos intermedios
en la fundición de aluminio que constituye la principal
fuente, seguida de la fabricación de semiconductores. La
concentración del hidrofluorocarbono HFC-23 ha aumentado
más de tres veces entre 1978 y 1995; el tiempo de vida
de este compuesto es de 260 años. Su concentración
en 1998 fue de 14 partes por billón en volumen, y tiene
una tasa de cambio de concentración de 0.55 partes por
billón por año. Debido a que las concentraciones
actuales son relativamente bajas, la contribución de los
HFCs al forzamiento radiativo es relativamente modesta, al igual
que la de los hidroclorofluorocarbonos (HCFCs) (IPCC 2001). Los
perfluorocarbonos (PFCs) como el perfluorometano (CF4) y el perfluoroetileno
(C2F6), tienen tiempos de residencia atmosférica extremadamente
largos y absorben gran cantidad de radiación infrarroja,
por lo tanto, estos compuestos, aun en cantidades relativamente
reducidas, tienen la posibilidad de influir sobre el clima hasta
un futuro muy lejano. El CF4, por ejemplo, permanece en la atmósfera
50,000 años como mínimo; su concentración
en el periodo previo a la industrialización fue de 40 partes
por billón en volumen (ppb), en 1998 ascendió a
80 ppb, y tiene una tasa de cambio en concentración de
1 ppb por año. Las emisiones antropogénicas actuales
superan a las naturales por un factor de mil o más, y son
responsables del aumento observado.
Se
proyecta que el CF4 aumentará su concentración en
la atmósfera entre los años 1998 y 2100 hasta 200
y 400 ppb (IPCC 2001).
Hexafluoruro
de azufre
El
hexafluoruro de azufre (SF6) es un gas de efecto invernadero 22,200
veces más eficaz que el CO2 por unidad de masa (kg). Este
gas se utiliza como aislante en interruptores y equipos eléctricos.
Es generado también por fugas en procesos de fabr icación
de algunos semiconductores y manufacturación de magnesio.
Las concentraciones actuales en la atmósfera son muy bajas
(del orden de 4.2 ppb); sin embargo, tienen una tasa de cambio
de concentración importante de 0.24 ppb por año.
Se proyecta que el SF6 alcanzará concentraciones atmosféricas
en el periodo de 1998 a 2100 de entre 35 y 65 ppb (IPCC 2001).
En el año 2000, la suma de las emisiones de HFCs, PFCs,
y SF6, en Estados Unidos, fue de 121.3 Tg de CO2 equivalente;
es decir, un incremento de 29.6% respecto a la cifra de 1990 (93.6
Tg de CO2 equivalente) (EPA 2002).
GRÁFICA 1. TENDENCIAS DE LAS EMISIONES
DE HFC, PFC Y SF6 DE LOS PAÍSES DEL ANEXO I ENTRE 1990
Y 1998 (GG EN EQUIVALENTE DE CO2)
Fuente: unfccc.int/resource/docs/2000/sbi/inf13.pdf.
En
la siguiente gráfica se muestran las tendencias de las
emisiones de HFC, PFC, y SF6 como Gg de CO2 equivalente de los
países del Anexo I para el periodo 1990-1998.
En la gráfica 2 se muestra la variación porcentual
de las emisiones de HFCs, PFCs y SF6 respecto al valor en 1990
para los países del Anexo I.
GRÁFICA 2. CAMBIO PORCENTUAL DE LAS EMISIONES
DE HFCS, PFCS Y SF6 CON RELACIÓN AL VALOR DE 1990 PARA
LOS PAÍSES DEL ANEXO I
Fuente:
unfccc.int/resource/docs/2000/sbi/inf13.pdf.
En el cuadro 1 se presenta la información
resumida de los gases de efecto invernadero discutidos anteriormente.
CUADRO
1. LOS GASES DE EFECTO INVERNADERO Y ALGUNAS DE SUS CARACTERÍSTICAS
|
Variable
|
CO2
|
CH4
|
N2
O
|
HFC-23
|
CF4
|
SF6
|
| Concentración
periodo previo a la industrialización (1750) |
280
ppm |
700
ppmm |
270 |
0
ppb |
40 |
0 |
| Concentración
en 1998 |
365
ppm |
1745 ppmm |
314
ppmm |
14
ppb |
80
ppb |
4.2
ppb |
| Tasa
cambio en concentración |
1.5
ppm/año |
7.0
ppmm/año |
0.8
ppmm/año |
0.55
ppb/año |
1
ppb/año |
0.24
ppb/año |
| Tiempo
de vida en la atmósfera (años) |
5-200 |
12 |
114 |
260 |
>50,000 |
3,600 |
| Forzamiento
radiativo (W/m2) |
1.46 |
0.48 |
0.15 |
0.002 |
0.003 |
0.002 |
| Potencial
de calentamiento Global, PCG |
1 |
23 |
296 |
12,000 |
5,700 |
22,200 |
Nota: La abundancia de gases traza
en la atmósfera se indica aquí como la fracción
molar (proporción de mezcla molar) del gas en relación
con el aire seco (ppm, partes por millón= 10-6; ppmm, partes
por mil millones = 10-9; ppb, partes por billón = 10-12).
Fuente: IPCC 2001.
GASES
IMPORTANTES POR SU FORZAMIENTO RADIATIVO INDIRECTO
El
ozono (O3) se crea naturalmente en la troposfera y también
como consecuencia de reacciones fotoquímicas en las que
intervienen gases resultantes de actividades humanas (“smog”).
El ozono troposférico se comporta como un gas de efecto
invernadero indirecto (ver el capítulo ¿Qué
es el efecto invernadero?, de R. Garduño en esta sección).
En la estratosfera se produce por efecto de la interacción
entre la radiación solar ultravioleta y el oxígeno
molecular (O2). El ozono estratosférico desempeña
un papel fundamental en el balance radiativo de la estratosfera.
Su concentración alcanza su valor máximo en la capa
de ozono. Se ha observado que la pérdida de O3 en la estratosfera
en las dos décadas pasadas ha causado un forzamiento negativo
de 0.15+ 0.1 Wm-2 (tendencia hacia el enfriamiento) del sistema
troposferasuperficie. Con base en observaciones limitadas y estudios
de modelación, se estima que la concentración del
ozono troposférico aumentó en 35% desde el periodo
preindustrial; sin embargo, a partir de mediados de los años
ochenta, se observaron incrementos bajos (IPCC 2001). El forzamiento
radiativo del ozono varía de manera considerable por región
y responde mucho más rápidamente a los cambios en
las emisiones que aquellos gases de efecto invernadero con un
tiempo de vida largo.
El monóxido de carbono (CO) tiene un efecto indirecto en
el forzamiento radiativo, debido a que reacciona con otros compuestos
presentes en la atmósfera, como es el radical hidroxilo;
de no hacerlo así contribuiría a la destrucción
del metano y del ozono en la troposfera. El monóxido de
carbono se produce cuando los combustibles que contienen carbono
son quemados de manera incompleta. Como ya se mencionó,
eventualmente se oxida a bióxido de carbono, mediante algunos
procesos naturales en la atmósfera. Su tiempo de permanencia
en la atmósfera es corto, por lo que su concentración
es variable en el espacio. Estudios de modelación indican
que la emisión de 100 millones de toneladas de CO es equivalente
en términos de perturbaciones de gases de efecto invernadero
a la emisión de casi 5 millones de toneladas de CH4 (IPCC
2001).
Los Compuestos Orgánicos Volátiles no Metano (COVNM)
son sustancias que se evaporan a la temperatura ambiente. En esta
clasificación se incluyen varios hidrocarburos, así
como algunos compuestos que contengan en sus estructuras moleculares
átomos de oxígeno y de azufre. Los COVNM como el
etano, propano y butano contribuyen a la formación de ozono
y de oxidantes mediante una reacción fotoquímica
con los óxidos de nitrógeno en la troposfera. Desde
luego, el ozono es el producto que interesa desde el punto de
vista del efecto invernadero por su efecto directo en el forzamiento
radiativo.
Los compuestos orgánicos volátiles son emitidos
fundamentalmente en los procesos industriales, en el sector transporte,
en el quemado de la biomasa y en el consumo no industrial de solventes
orgánicos, pero la vegetación también contribuye
de manera natural a sus emisiones. Su permanencia en la atmósfera
es corta y su concentración varía espacialmente.
El término “óxidos de nitrógeno”
se representa como NOx, y son el óxido nítrico (NO)
y el bióxido de nitrógeno (NO2). Por regla general,
todos los óxidos de nitrógeno se transforman en
NO2 en el aire, por eso la observación se centra en este
gas. Los NOx son generados por la quema de biomasa, la combustión
de combustibles fósiles, y en la estratosfera por la fotodegradación
del óxido nitroso. Los efectos fundamentales en el cambio
climático de estos gases son indirectos y resultan de su
papel en la promoción de la formación del ozono
en la troposfera y en menor grado en la baja estratosfera, donde
tienen efectos positivos en el forzamiento radiativo.
Los aerosoles presentes en la troposfera son el resultado fundamentalmente
de las emisiones de bióxido de azufre resultantes de la
quema de los combustibles fósiles y de biomasa. En las
partículas de aerosoles hay sulfatos, iones amonio, nitratos,
sodio, cloruros, metales, carbón, silicatos y agua. El
carbón presente en los aerosoles puede ser carbón
elemental o carbón orgánico. El carbón elemental,
también llamado carbón negro o grafito, es emitido
principalmente por los procesos de combustión, en tanto
que el carbón orgánico puede formarse por condensación
de compuestos orgánicos de baja volatilidad.
Los aerosoles influyen en el clima de manera directa absorbiendo
la radiación solar, y de manera indirecta como núcleos
de condensación en la formación de nubes. La magnitud
de su efecto directo en el forzamiento radiativo, en una localidad
y tiempo determinados, depende de la radiación dispersada
al espacio exterior. Ésta, a su vez, depende del tamaño
y propiedades ópticas de los aerosoles, de su abundancia
y del ángulo del sol con el cenit. Por su parte, el efecto
indirecto es consecuencia de que los núcleos de condensación
de nubes aumentan en número con el incremento en la concentración
de los aerosoles. Esto hace que se afecte la habilidad de la Tierra
para reflejar la fracción de la radiación solar
total que incide en su superficie (Seinfeld y Pandis 1998).
Un porcentaje alto de los aerosoles antropogénicos en la
troposfera es el resultado fundamentalmente de las emisiones de
bióxido de azufre que se generan en la quema de combustibles
fósiles y de biomasa. El efecto neto de los aerosoles es
negativo en lo que respecta al forzamiento radiativo (es decir,
un efecto neto de enfriamiento en el clima). Aunque debido a sus
vidas cortas en la atmósfera sus concentraciones responden
rápidamente a cambios en las emisiones, desde el punto
de vista regional los efectos negativos en el forzamiento radiativo
de los aerosoles pueden balancear el forzamiento positivo de los
gases de efecto invernadero. Aunque el bióxido de azufre
no está controlado por la CMNUCC, los países signatarios
del Protocolo de Kioto deberán informar de las emisiones
de este gas.
Las investigaciones actuales indican que el carbono elemental
puede tener un forzamiento radiativo positivo, sólo inferior
al bióxido de carbono en toda la atmósfera (Jacobson
2000). De esta forma es posible que el forzamiento radiativo neto
de los aerosoles sea ligeramente positivo, pero esto es todavía
altamente incierto.
Las mayores incertidumbres en la estimación del forzamiento
radiativo se tienen en la contribución del carbón
elemental y del carbón orgánico, de la quema de
biomasa, del polvo mineral, del efecto indirecto de los aerosoles,
del efecto de la aviación, del cambio de uso de suelo y
de los cambios en el Sol (IPCC 2001).
BIBLIOGRAFÍA
Albritton, D. L. y L. G. Meira. 2001. Technical Summary: A report
accepted by Working Group I of the IPCC.
EPA (Environmental Protection Agency). 2002. Inventory of U.S.
Greenhouse Gas Emissions and Sinks: 1990-2000. Washington, D.C.:
Office of Atmospheric Programs.
IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change). 1996. Climate
Change 1995: The Scientific Basis. Group I, 2nd Assessment Report.
Cambridge: WMO-UNEP. Cambridge University Press.
IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change). 2001. Climate
Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group
I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel
on Climate Change. Technical Summary. Cambridge: WMO-UNEP. Cambridge
University Press.
Jacobson, M. Z. 2000. A physically-based treatment of elemental
carbon optics: Implications for global direct forcing of aerosols.
Geophys. Res. Lett. 27: 217-220. PNUMA (Programa de las Naciones
Unidas sobre el Medio Ambiente). 1999. Convención Marco
de las Naciones Unidos sobre el Cambio Climático, CMNUCC.
Bonn, Alemania.
Seinfeld, J. H. y S. Pandis. 1998. Atmospheric Chemistry and Physics
From Air Pollution to Climate Change. New York: John Wiley and
Sons.
UNFCCC (United Nations Framework Convention on Climate Change).
Disponible en: http://www.unfccc.int/resource/docs/2000/sbi/inf13.pdf.
Notas
*
Instituto Mexicano del Petracute;leo.
