As atividades humanas estão mudando as concentrações e distribuições atmosféricas dos gases de efeito estufa e aerossóis. Essas mudanças podem produzir um forçamento radiativo alterando a reflexão ou a absorção da radiação solar ou a emissão e a absorção da radiação terrestre (ver Quadro 1).

As informações sobre o forçamento radiativo foram revistas extensivamente pelo relatório do IPCC (1994). Os sumários das informações contidas nesse relatório e os novos resultados são apresentados neste trabalho. O avanço mais significativo desde o relatório do IPCC (1994) é a maior compreensão do papel dos aerossóis e sua representação nos modelos climáticos.

Dióxido de carbono (CO2)

As concentrações de CO2 aumentaram de cerca de 280 ppmv nos períodos pré-industriais para 358 ppmv em 1994 (Tabela 1 e Figura 1a). Não há dúvida de que esse aumento se deve amplamente às atividades humanas, em particular à queima de combustíveis fósseis, mas também à mudança no uso da terra e, em menor grau, à produção de cimento (Tabela 2). O aumento provocou um forçamento radiativo de cerca de +1,6 Wm-2 (Figura 2). Antes desse aumento recente, as concentrações de CO2 nos últimos 1000 anos, um período em que o clima global foi relativamente estável, flutuaram em torno de ±10 ppmv, estando por volta de 280 ppmv.

A taxa de crescimento anual das concentrações atmosféricas de CO2 foi baixa durante o início da década de 1990 (0,6 ppmv/ano em 1991/92). Contudo, os dados recentes indicam que a taxa de crescimento é comparável, atualmente, à média da década de 80, cerca de 1,5 ppmv/ano (Figura 1b). Dados isotópicos sugerem que a baixa taxa de crescimento resultou das flutuações nas trocas de CO2 entre a atmosfera e a biosfera oceânica e terrestre, possivelmente por causa das variações climáticas e biosféricas após a erupção do Monte Pinatubo em junho de 1991. Enquanto é importante entender essas flutuações de curto prazo, as flutuações com duração de alguns anos não são relevantes para as projeções das concentrações ou emissões futuras com o objetivo de estimar mudanças no sistema climático de escalas de tempo mais longas. A estimativa feita pelo IPCC (1994) do balanço do carbono na década de 80 (Tabela 2) permanece essencialmente inalterada. Embora existam dados recentes sobre as emissões antrópicas, as análises dos outros fluxos são insuficientes para permitir uma atualização desse balanço da década de forma a incluir os primeiros anos da década de 90. A emissão líquida de carbono proveniente da mudança no uso da terra tropical (principalmente o desmatamento menos a rebrota) é equilibrada aproximadamente pelo acúmulo de carbono em outros ecossistemas terrestres, por causa da rebrota de florestas fora dos trópicos e da transferência a outros reservatórios estimulada pela fertilização de CO2 e nitrogênio e por efeitos climáticos de escala de tempo de décadas. Os resultados dos modelos sugerem que durante a década de 80, a fertilização de CO2 provocou a transferência de carbono da atmosfera para a biosfera de 0,5 a 2,0 GtC/ano e a fertilização de nitrogênio, uma transferência de carbono da atmosfera à biosfera entre 0,2 e 1,0 GtC/ano.

O CO2 é removido da atmosfera por numerosos processos que operam em escalas de tempo diferentes, e é então transferido para vários reservatórios, alguns dos quais finalmente devolvem o CO2 à atmosfera.

Algumas análises simples das mudanças do CO2 utilizaram o conceito de uma única escala de tempo característica para esse gás. Tais análises são de valor limitado porque uma única escala de tempo não é capaz de captar o comportamento do CO2 em diferentes cenários de emissões. Isso contrasta com o metano, por exemplo, cujo tempo de vida na atmosfera é controlado preponderantemente por um único processo: oxidação de OH na atmosfera. Para o CO2, o processo mais rápido é a absorção pela vegetação e pela camada superficial dos oceanos, que ocorre ao longo de alguns anos. Vários outros sumidouros operam na escala de tempo de séculos (por exemplo, transferência para os solos e para as camadas profundas dos oceanos) e portanto têm um efeito menos imediato, mas não menos importante, na concentração atmosférica. Dentro de 30 anos, cerca de 40-60% do CO2 emitido atualmente para a atmosfera terá sido removido. Entretanto, se as emissões fossem reduzidas, o CO2 na vegetação e na superfície das águas dos oceanos logo se equilibraria com o CO2 na atmosfera, e a taxa de remoção seria então determinada pela resposta mais lenta da vegetação lenhosa, dos solos e da transferência para as camadas mais profundas do oceano. Em conseqüência, a maior parte do CO2 atmosférico excedente seria removido em cerca de um século, embora uma parte permanecesse no ar por milhares de anos, porque a transferência para o último sumidouro _ sedimentos oceânicos _ é muito lenta. É grande a incerteza associada ao futuro papel da biosfera terrestre no balanço global do carbono por várias razões. Primeiro, é difícil prever as taxas futuras de desflorestamento e rebrota nos trópicos e nas latitudes médias. Segundo, os mecanismos, como a fertilização de CO2, continuam insuficientemente quantificados em termos de ecossistema. Durante décadas a séculos, as mudanças antrópicas no teor de CO2 da atmosfera e no clima também podem alterar a distribuição global dos tipos de ecossistema. O carbono poderia ser emitido rapidamente de áreas onde as florestas morram, embora a rebrota possa finalmente seqüestrar muito desse carbono. As estimativas dessa perda variam de quase zero, em probabilidades baixas, até 200 GtC nos próximos um a dois séculos, dependendo da taxa da mudança do clima.

A biota marinha tanto pode responder à mudança do clima como influenciá-la. A biota marinha desempenha um papel fundamental na redução significativa da concentração atmosférica de CO2 abaixo do seu estado de equilíbrio na ausência de biota. As mudanças no fornecimento de nutrientes para a superfície dos oceanos, resultantes das mudanças na circulação oceânica, no escoamento costeiro e na deposição atmosférica e as mudanças na quantidade de gelo marinho e na nebulosidade têm o potencial de afetar os processos biogeoquímicos marinhos. É de se esperar que essas mudanças afetem o ciclo do CO2 (de forma não quantificada até agora) e a produção de outros gases traços importantes do ponto de vista do clima. Foi sugerido que a falta de ferro limitaria o crescimento dos fitoplânctons em certas áreas oceânicas. Contudo, é improvável que a fertilização de ferro da absorção de CO2 pelos fitoplânctons possa ser utilizada para diminuir o CO2 atmosférico: até mesmo a alimentação massiva contínua de 10-15% dos oceanos do mundo (o Oceano Meridional) até 2100, se funcionasse com 100% de eficiência e nenhum efeito colateral contrário (por exemplo, maior produção de N2O), reduziria em menos de 10% o acúmulo de CO2 na atmosfera projetado pelo cenário tendencial de emissões do IPCC (1990).