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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.

 

 

Periférico 5000, Col. Insurgentes Cuicuilco, C.P. 04530, Delegación Coyoacán, México D.F.
Última Actualización: 15/11/2007