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Gases do efeito estufa

(Redirecionado de Gases estufa)

Os gases de efeito de estufa (português europeu) ou gases do efeito estufa (português brasileiro) (GEE) são gases que absorvem e emitem energia radiante dentro da faixa do infravermelho térmico, causando o efeito de estufa.[1] Os principais gases de efeito de estufa na atmosfera da Terra são o vapor de água (H
2O), dióxido de carbono (CO2), metano (CH4), óxido nitroso (N2O) e ozono (O3). Sem gases de efeito de estufa, a temperatura média da superfície da Terra seria de cerca de -18°C,[2] em vez da média atual de 15°C.[3][4][5] As atmosferas de Vénus, Marte e Titã também contêm gases de efeito estufa.

O efeito de estufa da radiação solar na superfície da Terra causado pela emissão de gases de efeito de estufa.
Forçamento radiativo (influência do aquecimento) de diferentes contribuintes para as alterações climáticas até 2019, conforme relatado no Sexto Relatório de Avaliação do IPCC.

As atividades humanas desde o início da Revolução Industrial (por volta de 1750) aumentaram a concentração atmosférica de dióxido de carbono em quase 50%, de 280 ppm em 1750 para 419 ppm em 2021.[6] A última vez que a concentração atmosférica de dióxido de carbono foi tão alta foi há mais de 3 milhões de anos atrás.[7] Este aumento ocorreu apesar da absorção de mais da metade das emissões por diversos sumidouros naturais de carbono no ciclo do carbono.[8][9]

Com as taxas atuais de emissão de gases de efeito estufa, as temperaturas podem aumentar em 2°C, que o Painel Intergovernamental para as Alterações Climáticas das Nações Unidas (IPCC) diz ser o limite superior para evitar níveis "perigosos", até 2050.[10] A grande maioria das emissões antropogénicas de dióxido de carbono provêm da queima de combustíveis fósseis, principalmente carvão, petróleo e gás natural, com contribuições adicionais do fabrico de cimento, produção de fertilizantes, desflorestação e outras mudanças no uso do solo.[11][12][13]

Constituintes

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Absorção atmosférica e dispersão em diferentescomprimentos de onda de ondas eletromagnéticas. A maior banda de absorção de dióxido de carbono não está longe do máximo na emissão térmica do solo, e fecha parcialmente a janela de transparência da água; daí o seu principal efeito.

Os principais constituintes da atmosfera da Terra, nitrogénio ( N2) (78%), oxigénio ( O2) (21%), e argónio (Ar) (0,9%), não são gases de efeito de estufa porque moléculas que contêm dois átomos do mesmo elemento, como N2 e O2 não têm mudança líquida na distribuição das suas cargas elétricas quando vibram, e gases monoatómicos como Ar não têm modos vibracionais. Portanto, eles são quase totalmente imunes à radiação infravermelha. Algumas moléculas que contêm apenas dois átomos de elementos diferentes, como monóxido de carbono (CO) e cloreto de hidrogénio (HCl), absorvem radiação infravermelha, mas estas moléculas têm vida curta na atmosfera devido à sua reatividade ou solubilidade. Portanto, eles não contribuem significativamente para o efeito de estufa e muitas vezes são omitidos quando se discute os gases de efeito de estufa.

Os gases de efeito de estufa são aqueles que absorvem e emitem radiação infravermelha na faixa de comprimento de onda emitida pela Terra.[1] Dióxido de carbono (0,04%), óxido nitroso, metano e ozono são gases vestígio que representam quase 0,1% da atmosfera da Terra e têm um efeito estufa apreciável.

Os gases de efeito de estufa mais abundantes na atmosfera da Terra, listados em ordem decrescente da fração molar média global, são:[14][15]

H2O)

CO2)

CH4)

N2O)

O3)

As concentrações atmosféricas são determinadas pelo equilíbrio entre fontes (emissões do gás provenientes de atividades humanas e sistemas naturais) e sumidouros (a retirada do gás da atmosfera por conversão num composto químico diferente ou absorção por corpos de água).[16] A proporção de uma emissão que permanece na atmosfera após um tempo especificado é a "fração aerotransportada" (FA). A fração aerotransportada anual é a razão entre o aumento atmosférico num determinado ano e as emissões totais desse ano. Em 2006, a fração aérea anual de CO2 era de cerca de 0,45. A fração aerotransportada anual aumentou a uma taxa de 0,25±0,21% ao ano no período de 1959-2006.[17]

Efeitos radiativos indiretos

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Concentrações de monóxido de carbono na primavera e outono de 2000 na baixa atmosfera mostrando uma faixa de cerca de 390 partes por mil milhão (pixeis castanho escuros), a 220 partes por mil milhão (pixeis vermelhos) e 50 partes por bilhão (pixeis azuis).[18]

A oxidação de CO a CO2 produz diretamente um aumento inequívoco no forçamento radiativo, embora a razão seja subtil. O pico da emissão térmica IV da superfície da Terra está muito próximo de uma forte banda de absorção vibracional de CO2 (comprimento de onda de 15 mícrons, ou número de onda 667cm-1). Por outro lado, a única banda vibracional de CO absorve apenas IV em comprimentos de onda muito mais curtos (4,7 mícrons, ou 2145 cm−1), onde a emissão de energia radiante da superfície da Terra é pelo menos dez vezes menor. A oxidação do metano para CO2, que requer reações com o radical OH, produz uma redução instantânea na absorção e emissão radiativa, uma vez que o CO2 é um gás de efeito de estufa mais fraco que o metano. No entanto, as oxidações de CO e CH4 estão entrelaçados, pois ambos consomem radicais OH. Em qualquer caso, o cálculo do efeito radiativo total inclui forçantes diretos e indiretos.

Um segundo tipo de efeito indireto acontece quando as reações químicas na atmosfera envolvendo esses gases alteram as concentrações dos gases de efeito de estufa. Por exemplo, a destruição de compostos orgânicos voláteis não metano (NMVOC) na atmosfera pode produzir ozono. O tamanho do efeito indireto pode depender fortemente de onde e quando o gás é emitido.[19]

O metano tem efeitos indiretos para além de formar CO2. O principal produto químico que reage com o metano na atmosfera é o radical hidroxila (OH), portanto, mais metano significa que a concentração de OH diminui. Efetivamente, o metano aumenta a sua própria vida atmosférica e, portanto, o seu efeito radiativo geral. A oxidação do metano pode produzir tanto ozono quanto água; e é uma importante fonte de vapor de água na estratosfera normalmente seca. CO e NMVOC produzem CO2 quando são oxidados. Eles removem OH da atmosfera, e isso leva a concentrações mais altas de metano. O efeito surpreendente disso é que o potencial de aquecimento global do CO é três vezes maior do que o CO2.[20] O mesmo processo que converte NMVOC em dióxido de carbono também pode levar à formação de ozono troposférico. Os halocarbonos têm um efeito indireto porque destroem o ozono estratosférico. Finalmente, o hidrogénio pode levar à produção de ozono e CH4 aumenta, além de produzir vapor de água estratosférico.[19]

Papel do vapor de água

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Aumento do vapor de água na estratosfera em Boulder, Colorado

O vapor de água é responsável pela maior percentagem do efeito de estufa, entre 36% e 66% para condições de céu claro e entre 66% e 85% quando incluindo nuvens.[21] As concentrações de vapor de água flutuam regionalmente, mas a atividade humana não afeta diretamente as concentrações de vapor de água, exceto em escalas locais, como perto de campos irrigados. Indiretamente, a atividade humana que aumenta as temperaturas globais aumentará as concentrações de vapor de água, um processo conhecido como retroalimentação de vapor de água.[22] A concentração atmosférica de vapor é altamente variável e depende em grande parte da temperatura, desde menos de 0,01% em regiões extremamente frias até 3% em massa em ar saturado a cerca de 32°C.[23]

O tempo médio de residência de uma molécula de água na atmosfera é de apenas nove dias, comparado a anos ou séculos para outros gases de efeito de estufa, como o CH4 e o CO2.[24] O vapor de água responde e amplifica os efeitos dos outros gases de efeito de estufa. A relação Clausius-Clapeyron estabelece que mais vapor de água estará presente por unidade de volume em temperaturas elevadas. Este e outros princípios básicos indicam que o aquecimento associado ao aumento das concentrações de outros gases de efeito estufa também aumentará a concentração de vapor de água (assumindo que a humidade relativa permanece aproximadamente constante; estudos de modelagem e observacionais constatam que isso é verdade). Como o vapor de água é um gás de efeito de estufa, isso resulta em mais aquecimento e, portanto, é um "retroalimentação positiva" que amplifica o aquecimento original. Eventualmente outros processos terrestres compensam essas retroalimentações positivas, estabilizando a temperatura global num novo equilíbrio e evitando a perda de água da Terra por meio de um efeito de estufa descontrolado semelhante a Vénus.[22]

Contribuição das nuvens para o efeito de estufa da Terra

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O principal contribuinte não gasoso para o efeito de estufa da Terra, as nuvens, também absorvem e emitem radiação infravermelha e, portanto, afetam as propriedades radioativas dos gases de efeito de estufa. Nuvens são gotículas de água ou cristais de gelo suspensos na atmosfera.[25][21]

Impactos no efeito de estufa geral

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Schmidt et ai. (2010) [26] analisaram como os componentes individuais da atmosfera contribuem para o efeito de estufa total. Eles estimaram que o vapor de água é responsável por cerca de 50% do efeito de estufa da Terra, com nuvens contribuindo com 25%, dióxido de carbono com 20% e os gases de efeito de estufa e aerossóis menores representando os 5% restantes. No estudo, a atmosfera modelo de referência é para as condições de 1980. Crédito da imagem: NASA.[27]

A contribuição de cada gás para o efeito de estufa é determinada pelas características desse gás, pela sua abundância e quaisquer efeitos indiretos que possa causar. Por exemplo, o efeito radiativo direto de uma massa de metano é cerca de 84 vezes mais forte do que a mesma massa de dióxido de carbono num período de 20 anos,[28] mas está presente em concentrações muito menores, de modo que o seu efeito radiativo direto total tem até agora sido menor, em parte devido ao seu menor tempo de vida na atmosfera na ausência de sequestro de carbono adicional. Por outro lado, além do seu impacto radiativo direto, o metano tem um grande efeito radiativo indireto porque contribui para a formação de ozono. Shindel et ai. (2005)[29] argumenta que a contribuição do metano para as alterações climáticas é pelo menos o dobro das estimativas anteriores como resultado desse efeito.[30]

Quando classificados pela sua contribuição direta para o efeito de estufa, os mais importantes são:[25]

Composto Fórmula Concentração na atmosfera[31](ppm) Contribuição

(%)

Vapor de água e nuvens

H2O

10-50 000(A) 36–72%
Dióxido de carbono CO2 ~400 9–26%
Metano

CH4

~1,8 4-9%
Ozono

O3

2-8 (B) 3–7%
notas:(A) O vapor de água varia fortemente localmente[32]

(B) A concentração na estratosfera. Cerca de 90% do ozono na atmosfera da Terra está contido na estratosfera.

Para além dos principais gases de efeito de estufa listados acima, outros gases de efeito de estufa incluem hexafluoreto de enxofre, hidrofluorcarbonos e perfluorcarbonos (ver lista de gases de efeito estufa do IPCC). Alguns gases de efeito de estufa não são frequentemente listados. Por exemplo, o trifluoreto de nitrogénio tem um alto potencial de aquecimento global (PAG), mas está presente apenas em quantidades muito pequenas.[33]

Proporção de efeitos diretos num determinado momento

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Não é possível afirmar que determinado gás causa uma percentagem exata do efeito de estufa. Isto ocorre porque alguns dos gases absorvem e emitem radiação na mesma frequência que outros, de modo que o efeito de estufa total não é simplesmente a soma da influência de cada gás. As extremidades mais altas das faixas citadas são para cada gás sozinho; as extremidades inferiores são responsáveis por sobreposições com os outros gases.[25][21] Além disso, alguns gases, como o metano, são conhecidos por terem grandes efeitos indiretos que ainda estão a ser quantificados.[34]

Vida útil atmosférica

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Além do vapor de água, que tem um tempo de residência de cerca de nove dias,[35] os principais gases de efeito de estufa são bem misturados e levam muitos anos para deixar a atmosfera.[36] Embora não seja fácil saber com precisão quanto tempo os gases de efeito de estufa levam para deixar a atmosfera, existem estimativas para os principais gases de efeito de estufa. Jacob (1999)[37] define o tempo de vida   de uma espécie atmosférica X num modelo de caixa como o tempo médio que uma molécula de X permanece na caixa. Matematicamente   pode ser definida como a razão entre a massa   (em kg) de X na caixa para sua taxa de remoção, que é a soma do fluxo de X para fora da caixa ( ), perda química de X ( ), e deposição de X ( ) (tudo em kg/s):

 .[37]

Se a entrada deste gás na caixa cessou, depois de algum tempo  , a sua concentração diminuiria em cerca de 63%.

O tempo de vida atmosférico de uma espécie, portanto, mede o tempo necessário para restaurar o equilíbrio após um súbito aumento ou diminuição da sua concentração na atmosfera. Átomos ou moléculas individuais podem ser perdidos ou depositados em sumidouros, como o solo, os oceanos e outras águas, ou na vegetação e outros sistemas biológicos, reduzindo o excesso às concentrações de fundo. O tempo médio necessário para atingir isso é o tempo de vida médio.

O dióxido de carbono tem um tempo de vida atmosférico variável e não pode ser especificado com precisão.[38][28] Embora mais da metade do CO2 emitido seja removido da atmosfera num século, uma fração (cerca de 20%) do CO2 emitido permanece na atmosfera por muitos milhares a centenas de milhares de anos.[39][40][41][42] Problemas semelhantes aplicam-se a outros gases de efeito de estufa, muitos dos quais têm uma vida média mais longa do que o CO2, por exemplo, o N2O tem uma vida média atmosférica de 121 anos.[28]

Forçamento radiativo e índice anual de gases de efeito de estufa

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O forçamento radiativo (influência do aquecimento) dos gases de efeito de estufa atmosféricos de longa duração acelerou, quase dobrando em 40 anos.[43][44][45]

A Terra absorve parte da energia radiante recebida do sol, reflete parte dela como luz e reflete ou irradia o restante de volta para o espaço como calor. A temperatura da superfície de um planeta depende desse equilíbrio entre a entrada e a saída de energia. Quando o equilíbrio de energia da Terra é alterado, a sua superfície torna-se mais quente ou mais fria, levando a uma variedade de alterações no clima global.[46]

Uma série de mecanismos naturais e artificiais podem afetar o equilíbrio energético global e forçar mudanças no clima da Terra. Os gases de efeito de estufa são um desses mecanismos. Os gases de efeito de estufa absorvem e emitem parte da energia irradiada da superfície da Terra, fazendo com que esse calor seja retido na baixa atmosfera.[46] Como explicado acima, alguns gases de efeito de estufa permanecem na atmosfera por décadas ou mesmo séculos e, portanto, podem afetar o balanço energético da Terra por um longo período. O forçamento radiativo quantifica (em Watts por metro quadrado) o efeito de fatores que influenciam o balanço energético da Terra; incluindo alterações nas concentrações de gases de efeito estufa. O forçamento radiativo positivo leva ao aquecimento, aumentando a energia líquida recebida, enquanto o forçamento radiativo negativo leva ao arrefecimento.[47]

O Índice Anual de Gases de Efeito de Estufa (AGGI, na sigla em inglês) é definido por cientistas atmosféricos da NOAA como a razão entre o forçamento radiativo direto total devido a gases de efeito de estufa de longa duração e bem misturados para qualquer ano para o qual existam medições globais adequadas, para aquele presente no ano de 1990.[45][48] Estes níveis de forçamento radiativo são relativos aos presentes no ano de 1750 (ou seja, antes do início da era industrial). 1990 é escolhido porque é o ano de referência para o Protocolo de Quioto, e é o ano de publicação da primeira Avaliação Científica das Alterações Climáticas do IPCC. Como tal, a NOAA afirma que o AGGI "mede o compromisso que a sociedade (global) já assumiu para viver num clima em mudança. Baseia-se nas observações atmosféricas da mais alta qualidade de locais ao redor do mundo. A sua incerteza é muito baixa."[49]

Potencial de aquecimento global

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Emissões de dióxido de carbono a misturarem-se com a atmosfera da Terra se metade das emissões não forem absorvidas. (Simulação da NASA; novembro de 2014)[50]

O potencial de aquecimento global (PAG) depende tanto da eficiência da molécula como um gás de efeito de estufa quanto do seu tempo de vida na atmosfera. O PAG é medido em relação à mesma massa de CO2 e avaliado para uma escala de tempo específica.[39] Assim, se um gás tiver uma força radiativa alta (positiva), mas também um tempo de vida curto, ele terá um grande PAG numa escala de 20 anos, mas um pequeno numa escala de 100 anos. Por outro lado, se uma molécula tem um tempo de vida atmosférico maior que o CO2 o seu PAG aumentará quando a escala de tempo for considerada. O dióxido de carbono é definido como tendo um PAG de 1 em todos os períodos de tempo.

O metano tem uma vida atmosférica de 12 ± 2 anos.[51] O relatório do IPCC de 2021 lista o PAG como 83 numa escala de tempo de 20 anos, 30 em 100 anos e 10 em 500 anos.[51] Uma análise de 2014, no entanto, afirma que embora o impacto inicial do metano seja cerca de 100 vezes maior que o do CO2, devido ao menor tempo de vida na atmosfera, após seis ou sete décadas, o impacto dos dois gases é aproximadamente igual, e a partir de então o papel relativo do metano continua a diminuir.[52] A diminuição do PAG em tempos mais longos ocorre porque o metano decompõe-se em água e CO2 por meio de reações químicas na atmosfera.

Exemplos do tempo de vida atmosférico e PAG em relação ao CO2 para vários gases de efeito de estufa são dados na tabela a seguir:

Tempo de vida atmosférico e GWP em relação ao CO2 em diferentes horizontes de tempo para vários gases de efeito de estufa
Nome do gás Fórmula química Tempo de vida (anos)[51][28] Eficiência Radiativa

(Wm −2 ppb −1, base molar)[51][28]

Potencial de aquecimento global (PAG) para determinado horizonte de tempo
20 anos[51][28] 100 anos[51][28] 500 anos[51][53]
Dióxido de carbono CO2 (A) 1.37×10−5 1 1 1
Metano (fóssil)

CH4

12 5.7×10−4 83 30 10
Metano (não fóssil)

CH4

12 5.7×10−4 81 27 7.3
Óxido nitroso

N2O

109 3×10−3 273 273 130
CFC-11

CCl3F

52 0.29 8 321 6 226 2 093
CFC-12

CCl2F2

100 0.32 10 800 10 200 5 200
HCFC-22

CHClF2

12 0.21 5 280 1 760 549
HFC-32

CH2F2

5 0.11 2 693 771 220
HFC-134a

CH2FCF3

14 0.17 4 144 1 526 436
Tetrafluorometano

CF4

50.000 0.09 5 301 7 380 10 587
Hexafluoroetano

C2F6

10.000 0.25 8 210 11 100 18 200
Hexafluoreto de enxofre

SF6

3.200 0.57 17 500 23 500 32 600
Trifluoreto de nitrogênio

NF3

500 0.20 12 800 16 100 20 700
(A) Nenhum tempo de vida único para o CO2 atmosférico pode ser dado.

O uso de CFC-12 (exceto alguns usos essenciais) foi eliminado devido às suas propriedades destruidoras da camada de ozono.[54] A eliminação progressiva de compostos de HCFC menos ativos será concluída em 2030.

Concentrações na atmosfera

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Acima: Aumento dos níveis de dióxido de carbono atmosférico tal como medidos na atmosfera e refletidos em núcleos de gelo. Abaixo: A quantidade de aumento líquido de carbono na atmosfera, em comparação com as emissões de carbono da queima de combustível fóssil.

Concentrações atuais

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Abreviaturas utilizadas nas duas tabelas abaixo: ppm = partes por milhão; ppb = partes por mil milhão; ppt = partes por bilião; W/m 2 = watts por metro quadrado

Concentrações atuais de gases de efeito estufa[55]
Gás Concentração troposférica pré-1750

[56]

Concentração troposférica recente Aumento absoluto desde 1750 Percentagem

de aumento desde 1750

Aumento do forçamento radiativo

(P/m2)[57]

Dióxido de carbono (CO2) 280 ppm[58] 411 ppm[59] 131 ppm 47% 2,05[60]
Metano (

CH4)

700 ppb[61] 1893 ppb/[62][63] 1762 ppb[62] 1193 ppb /1062 ppb 170,4% / 151,7% 0,49
Óxido nitroso (

N2O)

270 ppb[57][64] 326 ppb/[62]

324 ppb[62]

56 ppb / 54 ppb 20,7% / 20,0% 0,17
Ozono troposférico(

O3)

237 ppb[56] 337 ppb[56] 100 ppb 42% 0,4[65]
Relevante para forçamento radiativo e/ou destruição de ozono; todos os itens a seguir não têm fontes naturais e, portanto, zero quantidades pré-industriais[55]
Gás Recente concentração

troposférica

Forçamento radiativo aumentado

(P/m2)

CFC-11 (triclorofluorometano) (

CCl3F)

236 ppt / 234 ppt 0,061
CFC-12 (

CCl2F2)

527 ppt / 527 ppt 0,169
CFC-113 (

Cl2FC-CClF2)

74 ppt / 74 ppt 0,022
HCFC-22 (

CHClF2)

231 ppt / 210 ppt 0,046
HCFC-141b (

CH3CCl2F)

24 ppt / 21 ppt 0,0036
HCFC-142b (

CH3CClF2)

23 ppt / 21 ppt 0,0042
Halon 1211 (

CBrClF2)

4,1 ppt / 4,0 ppt 0,0012
Halon 1301 (

CBrClF3)

3,3 ppt / 3,3 ppt 0,001
HFC-134a (

CH2FCF3)

75 ppt / 64 ppt 0,0108
Tetracloreto de carbono (

CCl4)

85 ppt / 83 ppt 0,0143
Hexafluoreto de enxofre (

SF6)[66][67][68]

7,79 ppt / 7,39 ppt 0,0043
Outros halocarbonos Varia de acordo com a substância coletivamente

0,02

Halocarbonos no total 0,3574
 
400.000 anos de dados de núcleos de gelo

Medições de núcleos de gelo nos últimos 800.000 anos

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Os núcleos de gelo fornecem evidências de variações na concentração de gases de efeito estufa nos últimos 800 000 anos (ver a secção a seguir). Tanto o CO2 quanto o CH4 variam entre as fases glacial e interglaciar, e as concentrações desses gases correlacionam-se fortemente com a temperatura. Não existem dados diretos para períodos anteriores aos representados no registo de núcleos de gelo, um registo que indica que as frações molares de CO2 ficaram dentro de um intervalo de 180 ppm a 280 ppm ao longo dos últimos 800 000 anos, até ao aumento dos últimos 250 anos. No entanto, várias proxies e modelagens sugerem variações maiores em épocas passadas; há 500 milhões de anos atrás, os níveis de CO2 eram provavelmente 10 vezes maiores do que agora.[69] De facto, acredita-se que concentrações mais altas de CO2 tenham prevalecido durante a maior parte do Éon Fanerozóico, com concentrações quatro a seis vezes as atuais durante a era Mesozoica e dez a quinze vezes as concentrações atuais durante o início da era Paleozoica até meados do período Devoniano, há cerca de 400 Ma.[70][71][72] Acredita-se que a disseminação de plantas terrestres tenha reduzido as concentrações de CO2 durante o Devoniano tardio, e as atividades das plantas como fontes e sumidouros de CO2 desde então têm sido importantes para fornecer retroalimentações estabilizadoras.[73] Antes ainda, um período de 200 milhões de anos de glaciação generalizada e intermitente que se estende perto do equador (Terra Bola de Neve) parece ter terminado subitamente, cerca de 550 Ma, por uma colossal emanação vulcânica que elevou a concentração de CO2 da atmosfera abruptamente para 12%, cerca de 350 vezes os níveis modernos, causando condições extremas de efeito de estufa e deposição de carbonato como calcário na taxa de cerca de 1 milímetro por dia.[74] Este episódio marcou o fim do Éon Pré-Cambriano e foi sucedido pelas condições geralmente mais quentes do Fanerozóico, durante o qual a vida multicelular animal e vegetal evoluiu. Nenhuma emissão vulcânica de dióxido de carbono de escala comparável ocorreu desde então. Na era moderna, as emissões de vulcões para a atmosfera são de aproximadamente 0,645 milhares de milhões de toneladas de CO2 por ano, enquanto os humanos contribuem com 29 milhares de milhões de toneladas de CO2 a cada ano.[75][74][76][77]

Medições de núcleos de gelo da Antártida mostram que antes do início das emissões industriais as frações molares de CO2 atmosférico eram de cerca de 280 partes por milhão (ppm), e permaneceram entre 260 e 280 durante os dez mil anos anteriores.[78] As frações molares de dióxido de carbono na atmosfera aumentaram aproximadamente 35% desde 1900, passando de 280 ppm em volume para 387 ppm em 2009. Um estudo usando evidências de estômatos de folhas fossilizadas sugere maior variabilidade, com frações molares de dióxido de carbono acima de 300 ppm durante o período de sete a dez mil anos atrás,[79] embora outros tenham argumentado que esses achados provavelmente refletem problemas de calibração ou contaminação em vez de variabilidade real de CO2.[80][81] Devido à forma como o ar fica preso no gelo (os poros no gelo fecham-se lentamente para formar bolhas no fundo do firn) e o período de tempo representado em cada amostra de gelo analisada, estes números representam médias de concentrações atmosféricas de até alguns séculos, em vez de do que os níveis anuais ou decenais.

Mudanças desde a Revolução Industrial

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Principais tendências de gases de efeito de estufa.

Desde o início da Revolução Industrial, as concentrações de muitos gases de efeito de estufa aumentaram. Por exemplo, a fração molar de dióxido de carbono aumentou de 280 ppm para 415 ppm, ou 120 ppm acima dos níveis pré-industriais modernos. Os primeiros aumentos de 30 ppm ocorrera em cerca de 200 anos, desde o início da Revolução Industrial até 1958; no entanto, o próximo aumento de 90 ppm ocorreu em 56 anos, de 1958 a 2014.[82][83]

Dados recentes também mostram que a concentração está a aumentar a uma taxa maior. Na década de 1960, o aumento médio anual foi de apenas 37% do que foi em 2000 até 2007.[84]

Muitas observações estão disponíveis online numa variedade de Bases de Dados Observacionais de Química Atmosférica.

Fontes

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Fontes naturais

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A maioria dos gases de efeito de estufa têm tanto fontes naturais bem como fontes causadas pelos humanos. Uma exceção são os halocarbonos sintéticos puramente produzidos por humanos, que não possuem fontes naturais. Durante o Holoceno pré-industrial, as concentrações de gases existentes eram aproximadamente constantes, porque as grandes fontes e sumidouros naturais eram aproximadamente equilibrados. Na era industrial, as atividades humanas adicionaram gases de efeito de estufa à atmosfera, principalmente por meio da queima de combustíveis fósseis e do desmatamento de florestas.[85][86]

Emissões de gases de efeito de estufa de atividades humanas

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O setor de agricultura, uso do solo e outros usos da terra, em média, foi responsável por 13-21% do total global de emissões antropogénicas de gases de efeito de estufa (GEE) no período 2010-2019.[87]

As emissões cumulativas totais de 1870 a 2017 foram 425±20 GtC (1539 GtCO2) de combustíveis fósseis e indústria, e 180±60 GtC (660 CO2) de mudanças no uso do solo. Mudanças no uso do solo, como o desmatamento, causaram cerca de 31% das emissões acumuladas entre 1870-2017, carvão 32%, petróleo 25% e gás 10%.[88]

O Sexto Relatório de Avaliação do IPCC de 2021 observou que "Do ponto de vista da ciência física, limitar o aquecimento global induzido pelo Homem a um nível específico requer limitar as emissões cumulativas de CO2, atingindo pelo menos zero emissões líquidas de CO2, juntamente com fortes reduções em outras emissões de gases de efeito estufa. Reduções fortes, rápidas e sustentadas nas emissões de CH4 também limitariam o efeito de aquecimento resultante do declínio da poluição por aerossóis e melhorariam a qualidade do ar."[89]

 
Os EUA, China e Rússia contribuíram cumulativamente com as maiores quantidades de CO2 desde 1850.[90]

Desde cerca de 1750, a atividade humana aumentou a concentração de dióxido de carbono e outros gases de efeito de estufa. Em 2021, as concentrações atmosféricas medidas de dióxido de carbono eram quase 50% mais altas do que os níveis pré-industriais.[91] As fontes naturais de dióxido de carbono são mais de 20 vezes maiores do que as fontes devido à atividade humana,[92] mas em períodos mais longos do que alguns anos as fontes naturais são estreitamente equilibradas por sumidouros naturais, principalmente a fotossíntese de compostos de carbono por plantas e plâncton marinho. A absorção de radiação infravermelha terrestre por gases absorventes de ondas longas torna a Terra um emissor menos eficiente. Portanto, para que a Terra emita tanta energia quanto é absorvida, as temperaturas globais devem aumentar. Estima-se que a queima de combustíveis fósseis tenha emitido 62% dos GEE humanos de 2015.[93] A maior fonte única são as centrais elétricas a carvão, com 20% de GEE a partir de 2021.[94]

Remoção da atmosfera

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Processos naturais

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Os gases de efeito de estufa podem ser removidos da atmosfera por vários processos, como consequência de:

  • uma mudança física (condensação e precipitação removem o vapor de água da atmosfera).
  • uma reação química na atmosfera. Por exemplo, o metano é oxidado pela reação com o radical hidroxila que ocorre na natureza, OH · e degradado em CO2 e vapor de água (CO2 da oxidação do metano não está incluído no potencial de aquecimento global do metano). Outras reações químicas incluem química de solução e fase sólida que ocorre em aerossóis atmosféricos.
  • uma troca física entre a atmosfera e os outros componentes do planeta. Um exemplo é a mistura de gases atmosféricos nos oceanos.
  • uma mudança química na interface entre a atmosfera e os outros componentes do planeta. É o caso do CO2, que é reduzido pela fotossíntese das plantas e que, após se dissolver nos oceanos, reage para formar ácido carbónico e íons bicarbonato e carbonato (ver acidificação oceânica).
  • uma mudança fotoquímica. Os halocarbonos são dissociados pela luz UV libertando Cl · e F · como radicais livres na estratosfera com efeitos nocivos sobre o ozono (os halocarbonos são geralmente muito estáveis para desaparecerem por reação química na atmosfera).

Emissões negativas

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Várias tecnologias removem as emissões de gases de efeito de estufa da atmosfera. As mais amplamente analisadas são aquelas que removem dióxido de carbono da atmosfera, seja para formações geológicas como bioenergia com captura e armazenamento de carbono e captura de dióxido de carbono no ar,[95] ou para o solo como no caso do biocarvão.[95] O IPCC apontou que muitos modelos de cenários climáticos de longo prazo exigem emissões negativas em larga escala feitas pelo Homem para evitar alterações climáticas graves.[96]

História da investigação científica

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No final do século XIX, os cientistas descobriram experimentalmente que N2 e O2 não absorvem radiação infravermelha (chamada, na época, "radiação escura"), enquanto a água (tanto como vapor verdadeiro quanto condensada na forma de gotículas microscópicas suspensas em nuvens) e CO2 e outras moléculas gasosas poliatómicas absorvem radiação infravermelha.[97][98] No início do século XX, os investigadores perceberam que os gases de efeito de estufa na atmosfera tornavam a temperatura geral da Terra mais alta do que seria sem eles. Durante o final do século XX, um consenso científico evoluiu de que o aumento das concentrações de gases de efeito de estufa na atmosfera causa um aumento substancial nas temperaturas globais e alterações em outras partes do sistema climático,[99] com consequências para o meio ambiente e para a saúde humana.

Ver também

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Referências

  1. ↑ a b «IPCC AR4 SYR Appendix Glossary» (PDF). Consultado em 14 de dezembro de 2008. Arquivado do original (PDF) em 17 de novembro de 2018 
  2. ↑ «NASA GISS: Science Briefs: Greenhouse Gases: Refining the Role of Carbon Dioxide». www.giss.nasa.gov. Consultado em 26 de abril de 2016. Arquivado do original em 12 de janeiro de 2005 
  3. ↑ Karl TR, Trenberth KE (2003). «Modern global climate change». Science. 302 (5651): 1719–23. Bibcode:2003Sci...302.1719K. PMID 14657489. doi:10.1126/science.1090228. Consultado em 26 de julho de 2019. Cópia arquivada em 22 de abril de 2021 
  4. ↑ Le Treut H.; Somerville R.; Cubasch U.; Ding Y.; Mauritzen C.; Mokssit A. Historical overview of climate change science. (PDF). [S.l.: s.n.] Consultado em 14 de dezembro de 2008. Cópia arquivada (PDF) em 26 de novembro de 2018  em (IPCC AR4 WG1 2007)
  5. ↑ «NASA Science Mission Directorate article on the water cycle». Nasascience.nasa.gov. Consultado em 16 de outubro de 2010. Arquivado do original em 17 de janeiro de 2009 
  6. ↑ Calma, Justine (7 de junho de 2021). «CO2 levels are at an all-time high — again». The Verge (em inglês). Consultado em 17 de junho de 2021. Arquivado do original em 19 de junho de 2021 
  7. ↑ «Climate Change: Atmospheric Carbon Dioxide | NOAA Climate.gov». www.climate.gov. Consultado em 2 de março de 2020. Arquivado do original em 24 de junho de 2013 
  8. ↑ «Frequently asked global change questions». Carbon Dioxide Information Analysis Center. Consultado em 23 de fevereiro de 2010. Arquivado do original em 17 de agosto de 2011 
  9. ↑ ESRL Web Team (14 de janeiro de 2008). «Trends in carbon dioxide». Esrl.noaa.gov. Consultado em 11 de setembro de 2011. Arquivado do original em 25 de dezembro de 2018 
  10. ↑ «Analysis: When might the world exceed 1.5C and 2C of global warming?». Carbon Brief (em inglês). 4 de dezembro de 2020. Consultado em 17 de junho de 2021. Arquivado do original em 6 de junho de 2021 
  11. ↑ IPCC AR6 WG1 Ch5 2021, Sec 5.2.1.1
  12. ↑ «Global Greenhouse Gas Emissions Data». U.S. Environmental Protection Agency. 12 de janeiro de 2016. Consultado em 30 de dezembro de 2019. Arquivado do original em 5 de dezembro de 2019 
  13. ↑ «AR4 SYR Synthesis Report Summary for Policymakers – 2 Causes of change». ipcc.ch. Consultado em 9 de outubro de 2015. Arquivado do original em 28 de fevereiro de 2018 
  14. ↑ «Atmospheric Concentration of Greenhouse Gases» (PDF). U.S. Environmental Protection Agency. 1 de agosto de 2016. Consultado em 6 de setembro de 2021. Arquivado do original (PDF) em 19 de outubro de 2021 
  15. ↑ «Inside the Earth's invisible blanket.». sequestration.org. Consultado em 5 de março de 2021. Arquivado do original em 28 de julho de 2020 
  16. ↑ «FAQ 7.1». p. 14  in (IPCC AR4 WG1 2007)
  17. ↑ Canadell, J.G.; Le Quere, C.; Raupach, M.R.; Field, C.B.; Buitenhuis, E.T.; Ciais, P.; Conway, T.J.; Gillett, N.P.; Houghton, R.A. (2007). «Contributions to accelerating atmospheric CO2 growth from economic activity, carbon intensity, and efficiency of natural sinks». Proc. Natl. Acad. Sci. USA. 104 (47): 18866–70. Bibcode:2007PNAS..10418866C. PMC 2141868 . PMID 17962418. doi:10.1073/pnas.0702737104  
  18. ↑ «The Chemistry of Earth's Atmosphere». Earth Observatory. NASA. Arquivado do original em 20 de setembro de 2008 
  19. ↑ a b Forster, P.; et al. (2007). «2.10.3 Indirect GWPs». Changes in Atmospheric Constituents and in Radiative Forcing. Col: Contribution of Working Group I to the Fourth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. [S.l.]: Cambridge University Press. Consultado em 2 de dezembro de 2012. Cópia arquivada em 9 de fevereiro de 2019 
  20. ↑ MacCarty, N. «Laboratory Comparison of the Global-Warming Potential of Six Categories of Biomass Cooking Stoves» (PDF). Approvecho Research Center. Arquivado do original (PDF) em 11 de novembro de 2013 
  21. ↑ a b c «Water vapour: feedback or forcing?». RealClimate. 6 de abril de 2005. Consultado em 1 de maio de 2006. Arquivado do original em 24 de junho de 2007 
  22. ↑ a b Held, Isaac M.; Soden, Brian J. (novembro de 2000). «Water vapor feedback and global warming». Annual Review of Energy and the Environment (em inglês). 25 (1): 441–475. CiteSeerX 10.1.1.22.9397 . ISSN 1056-3466. doi:10.1146/annurev.energy.25.1.441  
  23. ↑ Evans, Kimberly Masters (2005). «The greenhouse effect and climate change». The environment: a revolution in attitudes . Detroit: Thomson Gale. ISBN 978-0787690823 
  24. ↑ «Inventory of U.S. Greenhouse Gas Emissions and Sinks: 1990–2010» (em inglês). U.S. Environmental Protection Agency. 15 de abril de 2012. p. 1.4. Consultado em 30 de dezembro de 2019. Arquivado do original em 30 de dezembro de 2019 
  25. ↑ a b c Kiehl, J.T.; Kevin E. Trenberth (1997). «Earth's annual global mean energy budget». Bulletin of the American Meteorological Society. 78 (2): 197–208. Bibcode:1997BAMS...78..197K. doi:10.1175/1520-0477(1997)078<0197:EAGMEB>2.0.CO;2 
  26. ↑ Schmidt, G.A.; R. Ruedy; R.L. Miller; A.A. Lacis (2010), «The attribution of the present-day total greenhouse effect» (PDF), J. Geophys. Res., 115 (D20): D20106, Bibcode:2010JGRD..11520106S, doi:10.1029/2010JD014287, cópia arquivada (PDF) em 22 de outubro de 2011 , D20106. Web page Arquivado em 2012-06-04 no Wayback Machine
  27. ↑ Lacis, A. (outubro de 2010), NASA GISS: CO2: The Thermostat that Controls Earth's Temperature, New York: NASA GISS, cópia arquivada em 20 de outubro de 2010 
  28. ↑ a b c d e f g «Appendix 8.A». Intergovernmental Panel on Climate Change Fifth Assessment Report (PDF). [S.l.: s.n.] Consultado em 6 de novembro de 2017. Cópia arquivada (PDF) em 13 de outubro de 2017 
  29. ↑ Shindell, Drew T. (2005). «An emissions-based view of climate forcing by methane and tropospheric ozone». Geophysical Research Letters. 32 (4): L04803. Bibcode:2005GeoRL..32.4803S. doi:10.1029/2004GL021900. Consultado em 3 de setembro de 2005. Cópia arquivada em 11 de setembro de 2005 
  30. ↑ «Methane's Impacts on Climate Change May Be Twice Previous Estimates». Nasa.gov. 30 de novembro de 2007. Consultado em 16 de outubro de 2010. Arquivado do original em 11 de setembro de 2005 
  31. ↑ «Climate Change Indicators: Atmospheric Concentrations of Greenhouse Gases». Climate Change Indicators. United States Environmental Protection Agency. 27 de junho de 2016. Consultado em 20 de janeiro de 2017. Arquivado do original em 30 de abril de 2016 
  32. ↑ Wallace, John M. and Peter V. Hobbs. Atmospheric Science; An Introductory Survey. Elsevier. Second Edition, 2006. ISBN 978-0127329512. Chapter 1
  33. ↑ Prather, Michael J.; J Hsu (2008). «NF3, the greenhouse gas missing from Kyoto». Geophysical Research Letters. 35 (12): L12810. Bibcode:2008GeoRL..3512810P. doi:10.1029/2008GL034542 . Consultado em 23 de setembro de 2019. Cópia arquivada em 23 de setembro de 2019 
  34. ↑ Isaksen, Ivar S.A.; Michael Gauss; Gunnar Myhre; Katey M. Walter Anthony; Carolyn Ruppel (20 de abril de 2011). «Strong atmospheric chemistry feedback to climate warming from Arctic methane emissions» (PDF). Global Biogeochemical Cycles. 25 (2): n/a. Bibcode:2011GBioC..25.2002I. doi:10.1029/2010GB003845. Consultado em 29 de julho de 2011. Cópia arquivada (PDF) em 4 de março de 2016 
  35. ↑ «AGU Water Vapor in the Climate System». Eso.org. 27 de abril de 1995. Consultado em 11 de setembro de 2011. Arquivado do original em 20 de outubro de 2012 
  36. ↑ Betts (2001). «6.3 Well-mixed Greenhouse Gases». Chapter 6 Radiative Forcing of Climate Change. Col: Working Group I: The Scientific Basis IPCC Third Assessment Report – Climate Change 2001. [S.l.]: UNEP/GRID-Arendal – Publications. Consultado em 16 de outubro de 2010. Cópia arquivada em 29 de junho de 2011 
  37. ↑ a b Jacob, Daniel (1999). Introduction to atmospheric chemistry. [S.l.]: Princeton University Press. pp. 25–26. ISBN 978-0691001852. Cópia arquivada em 2 de setembro de 2011 
  38. ↑ «How long will global warming last?». RealClimate. 15 de março de 2005. Consultado em 12 de junho de 2012. Arquivado do original em 4 de março de 2021 
  39. ↑ a b IPCC AR6 WG1 2021, Annex VII - Glossary
  40. ↑ «Frequently Asked Question 10.3: If emissions of greenhouse gases are reduced, how quickly do their concentrations in the atmosphere decrease?». Global Climate Projections. [S.l.: s.n.] Consultado em 1 de junho de 2011. Cópia arquivada em 24 de dezembro de 2011  em (IPCC AR4 WG1 2007)
  41. ↑ Ver também: Archer, David (2005). «Fate of fossil fuel CO2 in geologic time» (PDF). Journal of Geophysical Research. 110 (C9): C09S05.1–6. Bibcode:2005JGRC..11009S05A. doi:10.1029/2004JC002625 . Consultado em 27 de julho de 2007. Cópia arquivada (PDF) em 19 de dezembro de 2005 
  42. ↑ Ver também: Caldeira, Ken; Wickett, Michael E. (2005). «Ocean model predictions of chemistry changes from carbon dioxide emissions to the atmosphere and ocean» (PDF). Journal of Geophysical Research. 110 (C9): C09S04.1–12. Bibcode:2005JGRC..11009S04C. doi:10.1029/2004JC002671 . Consultado em 27 de julho de 2007. Cópia arquivada (PDF) em 10 de agosto de 2007 
  43. ↑ «The NOAA Annual Greenhouse Gas Index (AGGI)». NOAA.gov. National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA). 2024. Cópia arquivada em 5 October 2024  Verifique data em: |arquivodata= (ajuda)
  44. ↑ «Annual Greenhouse Gas Index». U.S. Global Change Research Program. Consultado em 5 de setembro de 2020. Arquivado do original em 21 de abril de 2021 
  45. ↑ a b Butler J. and Montzka S. (2020). «The NOAA Annual Greenhouse Gas Index (AGGI)». NOAA Global Monitoring Laboratory/Earth System Research Laboratories. Consultado em 5 de setembro de 2020. Arquivado do original em 22 de setembro de 2013 
  46. ↑ a b «Climate Change Indicators in the United States - Greenhouse Gases». U.S. Environmental Protection Agency (EPA). 2016. Consultado em 5 de setembro de 2020. Arquivado do original em 27 de agosto de 2016 .
  47. ↑ «Climate Change Indicators in the United States - Climate Forcing». U.S. Environmental Protection Agency (EPA). 2016. Consultado em 5 de setembro de 2020. Arquivado do original em 27 de agosto de 2016  Arquivado em 2020-09-21 no Wayback Machine
  48. ↑ LuAnn Dahlman (14 de agosto de 2020). «Climate change: annual greenhouse gas index». NOAA Climate.gov science news & Information for a climate smart nation. Consultado em 5 de setembro de 2020. Arquivado do original em 16 de agosto de 2013 
  49. ↑ «The NOAA Annual Greenhouse Gas Index (AGGI) - An Introduction». NOAA Global Monitoring Laboratory/Earth System Research Laboratories. Consultado em 5 de setembro de 2020. Arquivado do original em 27 de novembro de 2020 
  50. ↑ Lynch, Patrick; Putnam, William. «Simulating Carbon». NASA Visualization Explorer. Goddard Media Studios. Consultado em 16 de agosto de 2022 
  51. ↑ a b c d e f g IPCC AR6 WG1 Ch7 2021, Table 7.15
  52. ↑ Chandler, David L. «How to count methane emissions». MIT News. Consultado em 20 de agosto de 2018. Arquivado do original em 16 de janeiro de 2015  Artigo referenciado é Trancik, Jessika; Edwards, Morgan (25 de abril de 2014). «Climate impacts of energy technologies depend on emissions timing» (PDF). Nature Climate Change. 4 (5): 347. Bibcode:2014NatCC...4..347E. doi:10.1038/nclimate2204. Consultado em 15 de janeiro de 2015. Cópia arquivada (PDF) em 16 de janeiro de 2015  |hdl-access= requer |hdl= (ajuda)
  53. ↑ «Table 2.14». IPCC Fourth Assessment Report (PDF). [S.l.: s.n.] Consultado em 16 de dezembro de 2008. Cópia arquivada (PDF) em 15 de dezembro de 2007 
  54. ↑ Vaara, Miska (2003), Use of ozone depleting substances in laboratories, ISBN 978-9289308847, TemaNord, p. 170, cópia arquivada em 6 de agosto de 2011 
  55. ↑ a b (Blasing 2013)
  56. ↑ a b c Ehhalt, D.; et al., «Table 4.1», Atmospheric Chemistry and Greenhouse Gases, cópia arquivada em 3 de janeiro de 2013 , in (IPCC TAR WG1 2001). Referred to by: (Blasing 2013). Based on (Blasing 2013): Pre-1750 concentrations of CH4,N2O and current concentrations of O3, are taken from Table 4.1 (a) of the IPCC Intergovernmental Panel on Climate Change, 2001. Following the convention of IPCC (2001), inferred global-scale trace-gas concentrations from prior to 1750 are assumed to be practically uninfluenced by human activities such as increasingly specialized agriculture, land clearing, and combustion of fossil fuels. Preindustrial concentrations of industrially manufactured compounds are given as zero. The short atmospheric lifetime of ozone (hours-days) together with the spatial variability of its sources precludes a globally or vertically homogeneous distribution, so that a fractional unit such as parts per billion would not apply over a range of altitudes or geographical locations. Therefore a different unit is used to integrate the varying concentrations of ozone in the vertical dimension over a unit area, and the results can then be averaged globally. This unit is called a Dobson Unit (D.U.), after G.M.B. Dobson, one of the first investigators of atmospheric ozone. A Dobson unit is the amount of ozone in a column that, unmixed with the rest of the atmosphere, would be 10 micrometers thick at standard temperature and pressure.
  57. ↑ a b Forster, P.; et al., «Table 2.1», Changes in Atmospheric Constituents and in Radiative Forcing, consultado em 30 de outubro de 2012, cópia arquivada em 12 de outubro de 2012 , em (IPCC AR4 WG1 2007). Referenciado por: (Blasing 2013)
  58. ↑ Prentice, I.C.; et al. «Executive summary». The Carbon Cycle and Atmospheric Carbon Dioxide. [S.l.: s.n.] Cópia arquivada em 7 de dezembro de 2009 , em (IPCC TAR WG1 2001). Referenciado por: (Blasing 2013)
  59. ↑ «Carbon dioxide levels continue at record levels, despite COVID-19 lockdown». WMO.int. World Meteorological Organization. 23 de novembro de 2020. Arquivado do original em 1 de dezembro de 2020 
  60. ↑ (IPCC AR4 WG1 2007) Calculation: ln(new ppm/old ppm)/ln(2)*3.7
  61. ↑ ppb = parts-per-billion
  62. ↑ a b c d The first value in a cell represents Mace Head, Ireland, a mid-latitude Northern-Hemisphere site, while the second value represents Cape Grim, Tasmania, a mid-latitude Southern-Hemisphere site. "Current" values given for these gases are annual arithmetic averages based on monthly background concentrations for year 2011. The SF6 values are from the AGAGE gas chromatography – mass spectrometer (gc-ms) Medusa measuring system.
  63. ↑ «Advanced Global Atmospheric Gases Experiment (AGAGE)». Consultado em 30 de outubro de 2012. Arquivado do original em 21 de janeiro de 2013  Data compiled from finer time scales in the Prinn; etc (2000). «ALE/GAGE/AGAGE database». Consultado em 30 de outubro de 2012. Arquivado do original em 21 de janeiro de 2013 
  64. ↑ The pre-1750 value for N2O is consistent with ice-core records from 10,000 BCE through 1750 CE: «Summary for policymakers», Figure SPM.1, IPCC, consultado em 30 de outubro de 2012, cópia arquivada em 2 de novembro de 2018 , in (IPCC AR4 WG1 2007). Referred to by: (Blasing 2013)
  65. ↑ Changes in stratospheric ozone have resulted in a decrease in radiative forcing of 0.05 W/m2: Forster, P.; et al., «Table 2.12», Changes in Atmospheric Constituents and in Radiative Forcing, consultado em 30 de outubro de 2012, cópia arquivada em 28 de janeiro de 2013 , in (IPCC AR4 WG1 2007). Referred to by: (Blasing 2013)
  66. ↑ «SF6 data from January 2004». Consultado em 2 de janeiro de 2013. Arquivado do original em 21 de janeiro de 2013 
  67. ↑ «Data from 1995 through 2004». National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA), Halogenated and other Atmospheric Trace Species (HATS) 
  68. ↑ Sturges, W.T.; et al. «Concentrations of SF6 from 1970 through 1999, obtained from Antarctic firn (consolidated deep snow) air samples». Consultado em 2 de janeiro de 2013. Arquivado do original em 21 de janeiro de 2013  line feed character character in |titulo= at position 19 (ajuda)
  69. ↑ File:Phanerozoic Carbon Dioxide.png
  70. ↑ Berner, Robert A. (janeiro de 1994). «GEOCARB II: a revised model of atmospheric CO2 over Phanerozoic time» (PDF). American Journal of Science. 294 (1): 56–91. Bibcode:1994AmJS..294...56B. doi:10.2475/ajs.294.1.56 [ligação inativa]
  71. ↑ Royer, D.L.; R.A. Berner; D.J. Beerling (2001). «Phanerozoic atmospheric CO2 change: evaluating geochemical and paleobiological approaches». Earth-Science Reviews. 54 (4): 349–92. Bibcode:2001ESRv...54..349R. doi:10.1016/S0012-8252(00)00042-8 
  72. ↑ Berner, Robert A.; Kothavala, Zavareth (2001). «GEOCARB III: a revised model of atmospheric CO2 over Phanerozoic time» (PDF). American Journal of Science. 301 (2): 182–204. Bibcode:2001AmJS..301..182B. CiteSeerX 10.1.1.393.582 . doi:10.2475/ajs.301.2.182. Cópia arquivada (PDF) em 6 de agosto de 2004 
  73. ↑ Beerling, D.J.; Berner, R.A. (2005). «Feedbacks and the co-evolution of plants and atmospheric CO2». Proc. Natl. Acad. Sci. USA. 102 (5): 1302–05. Bibcode:2005PNAS..102.1302B. PMC 547859 . PMID 15668402. doi:10.1073/pnas.0408724102  
  74. ↑ a b Hoffmann, PF; AJ Kaufman; GP Halverson; DP Schrag (1998). «A neoproterozoic snowball earth». Science. 281 (5381): 1342–46. Bibcode:1998Sci...281.1342H. PMID 9721097. doi:10.1126/science.281.5381.1342 
  75. ↑ Siegel, Ethan. «How Much CO2 Does A Single Volcano Emit?». Forbes (em inglês). Consultado em 6 de setembro de 2018. Arquivado do original em 6 de junho de 2017 
  76. ↑ Gerlach, TM (1991). «Present-day CO2 emissions from volcanoes». Transactions of the American Geophysical Union. 72 (23): 249–55. Bibcode:1991EOSTr..72..249.. doi:10.1029/90EO10192 
  77. ↑ Ver também: «U.S. Geological Survey». 14 de junho de 2011. Consultado em 15 de outubro de 2012. Arquivado do original em 25 de setembro de 2012 
  78. ↑ Flückiger, Jacqueline (2002). «High-resolution Holocene N2O ice core record and its relationship with CH4 and CO2». Global Biogeochemical Cycles. 16 (1): 1010. Bibcode:2002GBioC..16.1010F. doi:10.1029/2001GB001417   line feed character character in |titulo= at position 26 (ajuda)
  79. ↑ Friederike Wagner; Bent Aaby; Henk Visscher (2002). «Rapid atmospheric CO2 changes associated with the 8,200-years-B.P. cooling event». Proc. Natl. Acad. Sci. USA. 99 (19): 12011–14. Bibcode:2002PNAS...9912011W. PMC 129389 . PMID 12202744. doi:10.1073/pnas.182420699  
  80. ↑ Andreas Indermühle; Bernhard Stauffer; Thomas F. Stocker (1999). «Early Holocene Atmospheric CO2 Concentrations». Science. 286 (5446): 1815. doi:10.1126/science.286.5446.1815a   IndermÜhle, A (1999). «Early Holocene atmospheric CO2concentrations». Science. 286 (5446): 1815a–15. doi:10.1126/science.286.5446.1815a  
  81. ↑ H. J. Smith; M. Wahlen; D. Mastroianni (1997). «The CO2 concentration of air trapped in GISP2 ice from the Last Glacial Maximum-Holocene transition». Geophysical Research Letters. 24 (1): 1–4. Bibcode:1997GeoRL..24....1S. doi:10.1029/96GL03700 
  82. ↑ Charles J. Kibert (2016). «Background». Sustainable Construction: Green Building Design and Delivery. [S.l.]: Wiley. ISBN 978-1119055327 
  83. ↑ «Full Mauna Loa CO2 record». Earth System Research Laboratory. 2005. Consultado em 6 de maio de 2017. Arquivado do original em 28 de abril de 2017 
  84. ↑ Tans, Pieter (3 de maio de 2008). «Annual CO2 mole fraction increase (ppm) for 1959–2007». National Oceanic and Atmospheric Administration Earth System Research Laboratory, Global Monitoring Division  «additional details». Consultado em 15 de maio de 2008. Arquivado do original em 25 de dezembro de 2018 ; see also Masarie, K.A.; Tans, P.P. (1995). «Extension and integration of atmospheric carbon dioxide data into a globally consistent measurement record». J. Geophys. Res. 100 (D6): 11593–610. Bibcode:1995JGR...10011593M. doi:10.1029/95JD00859. Consultado em 26 de julho de 2019. Cópia arquivada em 8 de março de 2021 
  85. ↑ «Historical Overview of Climate Change Science – FAQ 1.3 Figure 1» (PDF). p. 116. Consultado em 25 de abril de 2008. Arquivado do original (PDF) em 26 de novembro de 2018  in (IPCC AR4 WG1 2007)
  86. ↑ «Chapter 3, IPCC Special Report on Emissions Scenarios, 2000» (PDF). Intergovernmental Panel on Climate Change. 2000. Consultado em 16 de outubro de 2010. Arquivado do original (PDF) em 20 de agosto de 2018 
  87. ↑ Agriculture, Forestry, and Other Land Uses Ch7 from "Climate Change 2022: Mitigation of Climate Change". www.ipcc.ch. Retrieved 6 April 2022.
  88. ↑ «Global Carbon Project (GCP)». www.globalcarbonproject.org (em inglês). Consultado em 19 de maio de 2019. Arquivado do original em 4 de abril de 2019 
  89. ↑ «Sixth Assessment Report». www.ipcc.ch (em inglês). Consultado em 18 de dezembro de 2021 
  90. ↑ Evans, Simon (5 de outubro de 2021). «Analysis: Which countries are historically responsible for climate change? / Historical responsibility for climate change is at the heart of debates over climate justice.». CarbonBrief.org. Carbon Brief. Arquivado do original em 26 de outubro de 2021 
  91. ↑ Fox, Alex. «Atmospheric Carbon Dioxide Reaches New High Despite Pandemic Emissions Reduction». Smithsonian Magazine (em inglês). Consultado em 22 de junho de 2021 
  92. ↑ «The present carbon cycle – Climate Change». Grida.no. Consultado em 16 de outubro de 2010 
  93. ↑ «Climate Change: Causation Archives». EarthCharts (em inglês). Consultado em 22 de junho de 2021 
  94. ↑ «It's critical to tackle coal emissions – Analysis». IEA (em inglês). Consultado em 9 de outubro de 2021 
  95. ↑ a b «Geoengineering the climate: science, governance and uncertainty». The Royal Society. 2009. Consultado em 12 de setembro de 2009. Arquivado do original em 7 de setembro de 2009 
  96. ↑ Fischer, B.S.; Nakicenovic, N.; Alfsen, K.; Morlot, J. Corfee; de la Chesnaye, F.; Hourcade, J.-Ch.; Jiang, K.; Kainuma, M.; La Rovere, E., Issues related to mitigation in the long term context (PDF), consultado em 13 de setembro de 2009, cópia arquivada (PDF) em 22 de setembro de 2018  in (Rogner et al. 2007)
  97. ↑ Arrhenius, Svante (1896). «On the influence of carbonic acid in the air upon the temperature of the ground» (PDF). The London, Edinburgh, and Dublin Philosophical Magazine and Journal of Science. 41 (251): 237–276. doi:10.1080/14786449608620846. Consultado em 1 de dezembro de 2020. Cópia arquivada (PDF) em 18 de novembro de 2020 
  98. ↑ Arrhenius, Svante (1897). «On the Influence of Carbonic Acid in the Air Upon the Temperature of the Ground». Publications of the Astronomical Society of the Pacific. 9 (54). 14 páginas. Bibcode:1897PASP....9...14A. doi:10.1086/121158  
  99. ↑ Cook, J.; Nuccitelli, D.; Green, S.A.; Richardson, M.; Winkler, B.R.; Painting, R.; Way, R.; Jacobs, P.; Skuce, A. (2013). «Quantifying the consensus on anthropogenic global warming in the scientific literature». Environmental Research Letters. 8 (2): 024024. Bibcode:2013ERL.....8b4024C. doi:10.1088/1748-9326/8/2/024024  

Leitura adicional

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