Altro gas serra é il protossido di azoto (N2O), che soprattutto é prodotto dai microbi del suolo nei processi di nitrificazione e denitrificazione naturali e agricoli, ma anche in minor misura, dalla bruciatura di combustibili fossili. Molecola per molecola, il suo effetto serra é 320 volte piú efficace della CO2 (Liao, 2004). Le emissioni attuali sono dell´ordine di circa 7 milioni di tonnellate annui.
Lo sviluppo agricolo e specialmente l´uso del nitrato di ammonio é la causa principale del suo aumento nell´ultimo secolo, da circa 0,2 ppm a circa 0,3 ppm. Il suo incremento dal 1750 al 2004 produce una forzante radiativa di circa 0,2 W/m2 (IPCC 2007). La sua vita media nell´atmosfera è molto lunga, circa 120 anni, e i cambi osservati nella sua concentrazione atmosferica sono lenti.

Gli idrocarburi alogenati son gas di origine antropica, e i piú noti sono i clorofluorocarburi o meglio conosciuti come CFC (CFC-11 e CFC-12).
Accusati di essere la principale causa di un possibile deterioramento dell´ozono atmosferico, sono nella troposfera dei gas ad effetto serra. Per essere di fabbricazione umana, la loro concentrazione era praticamente nulla prima del 1950. Sono stati utilizzati intensivamente nei sistemi di refrigerazione e come propellente degli aerosol e spray.
La forzante radiativa che avevano, nel 2004, era di circa 0,3 W/m2 (IPCC 2007). Grazie ai protocolli internazionali, la loro produzione si é ridotta drasticamente e la tendenza della loro concentrazone , sia in troposfera che nella stratosfera, dove sono distrutti dalle radiazione ultravioletta, é cambiata significativamente e comincia a declinare. (Engel 1998).
Senza dubbio, sono aumentati le concentrazioni dei gas che hanno sostituito il CFC negli apparecchi refrigeranti, specialmente sono aumentati gli idrofluorocarburi noti come HFC (HFC-23 specialmente) che anche producono un forzamento radiativo considerevole.
L´ozono (O3) é un importante gas atmosferico  ed é il precursore del radicale OH, che é il principale agente ossidante e pulitore di diversi contaminanti. Ma l´ozono é un potente gas serra perché assorbe la radiazione infrarossa di 9 μm, vicino alla lunghezza d´onda dello spettro di emissione di radiazione massimo della superfecie terrestre. Il suo forzante radiativo, molecola per molecola, é 1000 volte piú potente della CO2.
L´ozono troposferico ha il 10% dell´ozono totale (il 90% stá nella stratosfera) e alle latitudini medie dell´emisfero Nord, in estate arriva a 50/60 unitá Dobson, che rappresenta +/- il 15% della colonna totale di ozono sopra questa regione (Chandra 2004).
L´ozono é creato naturalmente per effetto dei raggi solari sulle molecole di ossigeno nella troposfera e nella stratosfera. L´ozono é anche continuamente distrutto naturalmente dall’ insolazione e anche dalle reazioni chimiche in presenza di diversi elementi come cloro, bromo, monossido di carbonio ecc..
La maggior parte dell´ozono troposferico di origine antropico si produce per ossidazione fotochimica (luce del sole) degli idrocarburi volatili (VOC) in presenza di ossidi di azoto NO e NO2. Questo ozono troposferico quindi non é emesso direttamente nell´atmosfera, ma si forma come prodotto secondario partendo da reazioni fotochimiche indotte dalla luce solare con i suoi precursori primari: ossidi di azoto e i composti organici volatili.
La concentrazione di ozono troposferico evolve in cicli, sia giornalieri che stagionali. La massima concentrazione si ha a metá pomeriggio, proprio come risposta alla maggior insolazione. E dovuto all´incremento della radiazione ultravioletta i livelli massimi si producono durante l´estate
dovuto ad un maggior uso di combustibili. In assenza di insolazione e di notte, gli ossidi di azoto realizzano la funzione opposta, la distruzione di ozono.
Nelle grandi cittá soleggiate la combinazione dei raggi solari e del traffico produce alte concentrazioni di ozono durante le ore diurne. Anche nelle regioni tropicali gli incendi della vegetazione della selva e della savana produce reazioni fotochimiche che creano ozono nell´atmosfera.
L´ozono non é omogeneamente ripartito geograficamente su tutto il pianeta perché dipende dalla maggiore o minore presenza di gas e aerosol precursori e dalla +/- insolazione latitudinale e dalla stagione dell´anno.

Aumento dell´ozono troposférico
Nell´ultimo secolo si é avuto un chiaro aumento dell´ozono nella troposfera. Secondo l´IPCC questo aumento é stato circa il 35% nel XX secolo nell´emisfero Nord, dovuto agli incendi della vegetazione e all´aumento delle emissioni dei gas emessi dai motori delle auto.
L´aumento si é verificato ma non é facile determinare il suo effetto serra e specialmente il suo forcing radiativo (Brunner, 1998; Brasseur, 1998).
Il forcing é molto maggiore nell´emisfero Nord e arriva al suo massimo nella fascia subtropicale tra i 20° e i 30° di latitudine Nord. (Roelofs 1997). Il forcing radiativo globale si stima sia tra 0,3 W/m2 e i 0,4, e supera i 0,5 W/m2 nel Mediterraneo e nel sudest dell´Asia.
(Stevenson, 1998).
Le analisi satellitari indicano recentemente che il diossido di azoto NO2 precursore dell´ozono troposferico, é diminuito considerevomente nelle regioni piú popolate e industriali dell´Europa e USA ma continua ad aumentare in Cina. (Ritcher 2005).

Diminuzione dell´ozono stratosferico
Il 90% dell´ozono si trova nella stratosfera. Se prendiamo come referenza il 1979, é possibile che l´aumento dell´ozono troposferico si sia fermato in alcune regioni per via di una diminuzione dell´ozono nella bassa stratosfera e dove si trova in maggiore proporzione della sua massa. Questo declino dell´ozono stratosferico ha prodotto una forzante negativa tra 0,1 e 0,2 W/m2 (IPCC 2007). Il segno negativo si deve al fatto che l´incremento della quantitá di energia solare diretta é minima perché la radiazione solare ultravioletta assorbita dall´ozono rappresenta solo una piccola percentuale di tutta l´energia ricevuta dal Sole, meno dello 0,04%. Questo piccolo incremento della energia solare che entra é minore dell´aumento della energia infrarossa che esce non trattenuta che risulta dalla diminuzione dell´ozono della bassa stratosfera. Pertanto l´effetto netto della diminuzione dell´ozono stratosferico é, in principio, quello di raffreddare la superficie della Terra.

Fig. Ozono globale (tra 65ºN e 65ºS) Evoluzione dello spessore medio tra il 1979 e 2000

Sul futuro dell´ozono stratosferico esistono molti interrogativi, dovuti al possibile raffreddamento della stratosfera a causa dell´incremento della CO2 (Dameris, 1998).La CO2 non solo é un efficente assorbente di radiazione infrarossa ma é anche un eccellente emissore di questo tipo di radiazione. A livelli tratosferici la emissione di radiazione infrarossa emessa dalla CO2 scappa in gran parte verso lo spazio esterno. Perció la CO2 attua lí raffreddando la stratosfera. Probabimente questo raffreddamento stratosferico causato dall´aumento della CO2 é per il proprio aumento dell´ozono troposferico (che cattura negli strati bassi la radiazione terrestre in uscita) contribuisce alla formazione di nuvole polari stratosferiche piú abbondanti. Per questo é possibile che la distruzione di ozono si produce in questi aumenti di nuvole, e che siano piú profondi i “buchi” stagionali che si formano alla alte latitudini.
Un altro dei motivi per cui potrebbe aumentare la frequenza delle nuvole polari stratosferiche, e la conseguente distruzione di ozono, é l´aumento del vapore d´acqua.
Il metano é la principale fonte di umiditá della stratosfera, e dove la sua ossidazione produce CO2 e acqua. Malgrado la scarsitá di misurazioni, vi sono indizi che il vapore acqueo nella stratosfera é andato aumentando in ragione di 1% annuale nelle ultime tre decadi (Oltmans, 2000).
Una maggiore concentrazione di acqua nella stratosfera facilita la formazione di nubi. Inoltra il vapore acqueo provoca, come la CO2, un effetto netto di raffreddamento nella bass stratosfera (Forster 1999), che anche contribuisce ad una maggiore frequenza delle nubi polari stratosferiche.
Senza dubbio, il raffredamento della stratosfera é possibile che faccia aumentare l´ozono stratosferico delle zone temperate e tropicali, perché lí si riduce la velocitá delle reazioni naturali di chimica omogenea (gas-gas) che distruggono l´ozono e che equilibrano il processo di formazione di ozono per azione del Sole sull´ossigeno. A questo fattore di diminuzione della distruzione naturale deve essere aggiunto la possibile diminuzione del cloro libero, distruttore di ozono, dovuto alla proibizione dei CFC dal 1987.
Infine non bisogna dimenticare che la chimica di distruzione eterogenea dell´ozono stratosferico é anche molto legata allo stato della stratosfera provocata da eruzioni e cataclismi (Deshler 1998), per questo l´incognita sullo sviluppo futuro é indecifrabile. Cosí il Pinatubo emise nell´atmosfera nel 1991 circa 5 Km/3 di materiale piroplastico e ceneri, e circa 17 milioni di tonnellate di SO2 (Kress 1997). Gran parte della massa di gas arrivó nella stratosfera, formando una cappa di aerosol solfatati che prograssivamente coprirono tutte le latitudini. Ci fu una perdita notevole nella concentrazione di ozono stratosferico, dovuto all´aumento delle reazioni di distruzione chimica di ozono dentro le nubi solfatate, registrandosi cosí una diminuzione di ozono di circa l´8% sopra l´Europa. Sembra interessante segnalare che questa importante variazione registrata nella chimica stratosferica dell´ozono indica la possibilitá che in passato si siano avute distruzioni anche piú massicce di ozono a cuasa delle eruzioni piú potenti. Intanto, per un cambio brusco nella concentrazione di ozono stratosferico
probabilmente occorerebbe un complesso cambio nella circolazione atmosferica, data la importanza dell´ozono nella distribuzione verticale dell´energia.

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La concentrazione atmosferica di CO₂ ha sofferto un considerevole aumento nel XX secolo e che continua nel XXI secolo.
Prima dell´inizio della rivoluzione industriale nel 1750 quando Watt perfezionó la macchina a vapore, la concentrazione di CO₂ nell´atmosfera era di 280 ppm (0,028% della miscela dei gas nell´aria) e nell´anno 2010 é arrivata a 390 ppm (0,038%) L´aumento é stato di circa il 40%.
Dunque la maggior parte di questo aumento é attribuibile al consumo di combustibili fossili per generare elettricitá, per l´industria e pre il trasporto, e circa il 35% di questo aumento ai cambi d´uso dei terreni agricoli. (Foley, 2005).
Dal 1958 sono iniziate le misurazioni della CO₂ atmosferica da parte di Charles D. Killing dell´Ist. di Oceanografia di La Jolla in California, e dal 1974 dall´osservatorio di Mauna Loa nelle Haway, lontano da fonti locali di contaminazioni. Dopo altri scienziati hanno ottenuto delle serie di dati che corroborano i risultati di Mauna Loa.

Fig. Evoluzione della concentrazione di CO₂ nelle ultime decadi.

Nelle ultime 2 decadi, l´incremento annuale della concentrazione di CO₂ nell´aria, Con grandi variazioni tra un anno e l´altro, é stato di 2 ppmv, cioé un 0,5% annuo, o come dire circa 3 Pg di carbonio per anno. L´atmosfera attuale contiene circa 750 petagrammi di carbonio in forma di CO₂.

*Pg (Petagrammo) = 10¹⁵ grammi = Gt (Gigatonnelata) = mille milloni di tonnellate.
1 PgC = 3,7 Pg de CO₂
1 ppm nella concentrazione atmosfericadi CO₂ = 2,12 Petagrammi di Carbonio (PgC) = 7,84 PgCO₂

Nel grafico della CO₂ si vedono delle oscillazioni stagionali di vari ppm, in modo che la line é seghettata. Succede che durante la stagione di crescita vegetativa nelle medie e alte latitudini dell´emisfero Nord, dove abbiamo molta piú vegetazione, questa assorbe CO₂ dell´aria e la concentrazione atmosferica si abbassa. Il contrario succede durante la stagione invernale dell´emisfero Nord.
I denti della sega corrispondono ai cambi stagionali del totale della biomassa terrestre. A Mauna Loa normalmente si ha il massimo nel mese di maggio e il minimo a settembre-ottobre.

Fig. Variazioni mensili di CO₂ a Mauna Loa tra gennaio 2005 e ottobre 2009.

http://www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/trends/

L´ampiezza annuale tra cima e valle della concentrazione di CO₂ nell´artico é tra 15 e 20 ppm. Questa differenza diminuisce andando verso l´equatore dove la differenza é di solo 3 ppm. non essendoci una grande stagionalitá nelle piante tropicali, e nell´antartico dove Pertanto, malgrado le correnti aeree che tendono ad omogeneizzare la miscela aria, esistono sempre delle differenze dovute alla latitudine.
Variabilitá naturale della concentrazione di CO₂
L´incremento annuale di CO₂ presenta differenze tra un anno e l´altro e puó variare da 0 a 4 ppm (Quay, 2002; Zeng, 2005).

Queste variazioni dipendono da molti fattori relazionati allo sviluppo vegetativo e ai processi biologici, ad anomalie della temperatura dei suoli, spessore della neve invernale e maggiore o minore intensitá dell´estate, ecc.
Anche il fenomeno del Niño sembra avere una certa influenza complessa ma importante (Feely, 1999; Chavez, 1999), poi gli incendi dei boschi e le torbiere delle zone tropicali, legate queste alla influenza del Niño.

Fig. Emissioni tropicali di CO₂ in petagrammi di carbonio annui.
Solamente una parte della CO₂ emessa si accumula nell´atmosfera (in azzurro) giá che la maggior parte e assorbita dal fitoplancton marini e dalla vegetazione terrestre (in verde) aumentando cosí la biomassa.

Effetto radiativo e termico dell´incremento della CO₂.

L´aumento antropico della CO₂ atmosferico, dai 280 ppm ai 390 ppm di oggi, produce un forzamento radiativo di circa 1,7 W/m2. Si suppone che sia circa il 50% del forzamento radiativo antropico totale dei gas serra. (Myhre , 1998; Hansen 2001; Hansen, 2005; IPCC 2007).

In gradi di temperatura, si calcola che questo aumento di concentrazione di CO₂ (da 280 a 390 ppm) abbia causato un aumento medio globale di 0,6° C.
A lungo termine i modelli usati dall´IPCC predicono che la concentrazione di CO₂ nel 2100 sará tra i 500 ppm e 1000 ppm. L’incremento provocherá un forzamento radiativo tra i 4 W/m2 e i 9W/m2, con un aumento medio della diretto della temperatura di 1,2°C. ma dovuti agli effetti di retroalimentazione si stima che l´aumento tra il 1990 e il 2100 sará tra 1,4° C. e 5,8°C. Negli ultimi 30 anni (1980-2010) il ritmo di aumento é stato di circa 0,15°C./ogni decade, per cui se aumentasse allo stesso ritmo tra 100 anni l´aumento sará di 1,5° C.
Questo aumento si basa im grande parte per la previsione di aumento di vapore acqueo causato dalla maggiore temperatura. L´impatto del vapore acqueo é di circa il 60% dell´effetto serra che si ha nell´atmosfera con cielo sereno. Il feedback provocato dall´incremento di vapore acqueo avrá un effetto radiativo superiore all´insieme di tutti gli altri gas serra. (Karl, 2003). Ma si ripercuoterá anche nella evoluzione e comportamento della nuvolositá, che un fattore ancora poco capito. Pertanto quello che succederá e con che intensitá é qualcosa ancora di molto incerto.

Fig. Stima dei principali cambi radiativi nella troposfera in W/m2 tra il 1750 e il 2000. Positivo in rosso e negativo in azzurro. secondo l´IPCC.
Notasi che se si sottraesse di colpo tutto il diossido di carbonio che esiste ora nell´atmosfera, la diminuzione radiativa corrispondente a questo gas sarebbe di circa 30W/m2, cioé, molto di piú che il cambio corrispondente al suo raddoppio, che appena supererebbe i 2,2 W/m2.
La ragione é che l´assorbimento da parte dei diossido di carbonio giá saturata in parte della ragione spettrale e dove si assorbe radiazione, e pertanto l´aumento dell´assorbimento futura sará sempre molto minore proporzionalmente che l´aumento della sua concentrazione.
Cause dell´incremento
Attualmente si stima in 7 Petagrammi la quantitá di carbonio fossile bruciato all´anno in tutto il mondo e in circa 1,6 Pg la quantitá di carbonio emesso per la deforestazione tropicale e altre pratiche agricole. Un´altra quantitá minore, circa 0,1 Pg di carbonio, proviene dalle rocce calcaree utilizzate per la fabbricazione del cemento.
In totale dai combustibili fossili e deforestazione si emettono nell´atmosfera ogni anno piú di 8 Pg di carbonio, che equivalgono a a circa 30 Pg di CO₂.

Fig. Flussi annuali di carbonio (in rosso) e riserve (nei riquadri)

L´aria contiene circa 800 Petagrammi di carbonio. Si calcola che l´umanitá ha modificato in forma pesante il paesaggio, sviluppo dell´agricoltura, pascoli, attivitá forestali ecc, che ha provocato lungo la storia, un passaggio di 400 Pg di carbonio dagli ecosistemi continentali verso l´atmosfera e gli oceani. Inoltre uso di combustibili fossili ha emesso nell´atmosfera lungo tutta la storia umana, circa di 270 Pg. ( Lal, 2004). Gran parte Di questo carbonio, per processi naturali, é stato riassorbito dalla vegetazione marina e continentale.
Combustibili fossili
L´80% dell´energia annua deriva dall´uso di combustibili fossili: petrolio (35%0 carbone (25%) e gas naturale (20%).

Fig. Fonti di energia primaria globale nell´anno 2004. (Goldemberg, 2007)

Come risultato la media globale delle emissioni di carbonio nell´atmosfera in forma di CO₂ é di 1 tonnellata per anno (tC/anno) per persona. Ma le differenze tra alcuni paesi e altri é enorme: l´emissione pro-capite negli USA é superiore a 5 tC/anno; in Giappone e Europa é tra 2 e 5 tC/anno, e nei paesi in via di sviluppo é di 0,6 tC/anno. In circa 50 paesi sottosviluppati le emissioni sono inferiori a 0,2 tC/anno.

Agricultura, deforestazione e incendi

Il suolo terrestre contiene molto piú carbonio dei 750 Pg dell´aria. La quantitá di carbonio contenuta nel primo metro superficiale di suolo arriva a 2500Pg. di cui 1550 Pg sotto forma di carbonio organico e il resto 950 Pg sotto forma di carbonio inorganico. Il carbonio contenuto nella vegetazione é di 560 Pg.
Le riserve di carbonio del suolo é molto diverso tra una regione e l´altra. Nelle zone aride il carbonio contenuto nel 1° metro é di circa 30 tonn/ettaro ma le torbiere alle alte latitudini contengono 800 tonn/ettaro. Il contenuto medio oscilla tra i 50 e 150 Tonn/ettaro (Lal, 2004).
La conversione di ecosistemi naturali ad agricoltura suppone una perdita del 60% del carbonio del suolo nelle regioni temperate e di un 75% nei suoli coltivati tropicali.
Nei boschi e nei suoli boschivi c´è una gran parte del carbonio organico terrestre. Per questo sono cosí importanti le modificazioni negli ecosistemi forestali e specialmente, in quelli tropicali. La deforestazione assieme all´erosione dei suoli, suppongono una perdita enorme di biomassa e la restituzione nell´atmosfera, sotto forma di CO₂, del carbonio che prima era stato catturato con la fotosintesi. In varie zone tropicali la foresta non si rigenera e cosí aumenta la concentrazione di CO₂ atmosferico.
I processi di perdita di vegetazione sono svariati e difficili quindi da quantificare. La ragione principale della deforestazione tropicale sono gli incendi provocati dall´uomo per aumentare le terre coltivabili e gli allevamenti. Si calcola che queste pratiche provocano e 2/3 della perdita delle foreste tropicali, attualmente la perdita é circa 6 milioni di ettari/anno (Willis, 2004).
Anche lo sfruttamento forestale per ottenere legni pregiati hanno avuto grave influenza nelle foreste del centroamerica, carbe, amazzonia e Africa del Sudest. I legnami sono esportati al 95% verso i paesi sviluppati, America del Nord, Europa e Giappone. Gli stessi che poi piangono per la perdita delle foreste pluviali.

Fig. Emissioni di carbonio nella la atmosfera (gC/m2/anno) 1996-2007 (J.T.Randerson)

http://www.ess.uci.edu/~jranders/

Fuori dei tropici sono da distaccare gli incendi nelle foreste della Siberia, che contiene la metá del carbonio degli ecosistemi forestali della Terra, Incendi incontrollati che hanno bruciato milioni di ettari nel 2003 e questa estate del 2010, lanciando nell´atmosfera (solo nel 2003) 700 milioni di tonn di CO₂, una quantitá simile alla riduzione richiesta nel protocollo di Kioto.
In totale si calcola che le emissioni globali di carbonio dovute agli incendi siano di 3,5Pg all´anno, (Balzter, 2005), che di per sé potrebbe provocare, se il carbonio emesso non fosse riassorbito dalla vegetazione, un aumento di 1,8 ppm di CO₂ nell´atmosfera. Circa un 50% delle emissioni sono dovute agli incendi dell´erba delle savane, un 40% dei boschi tropicali e 190% dei boschi in zone temperate e boreali.
Durante tutto il XX secolo la bruciatura di biomassa dei boschi boreali, temperati e tropicali, cosí come le savane, sono state una fonte molto importante di carbonio, che é stata sottostimata nelle sue ripercussioni climatiche. Ricordo che nella produzione di acciaio si usano milioni di tonnellate di carbone vegetale. Secondo un recente studio giá agli inzi del XX secolo gli incendi hanno immesso nell´atmosfera tra 1,5 e 2,7 Pg di carbonio. (Mouillot, 2006).

Finalmente in Africa il 94 % della popolazione rurale e il 73% di quella urbana usa il legname come principale fonte di energia. In scala globale si calcola che il carbonio emesso dal legname bruciato sia tra 2,5 e 5 PgC (Imhoff, 2004).

Gli assorbenti di CO₂

Dalla misurazione diretta della concentrazione di CO₂ nell´aria si deduce che il carbonio in atmosfera aumenta in media tra i 3 e 4 PgC annui. le emissioni antropiche superano i 7 PgC e pertanto solo il 50% del carbonio emesso resta nell´atmosfera, l´altra metá e assorbita dal mare e dalla biomassa continentale.
Esistono peró molti dubbi di dove siano questi assorbitori e in che proporzione sia il rapporto tra oceani e vegetazione che riassorbono la CO₂. (Battle, 2000).
Ci sono aumenti sia nella biomassa continentale che in quella oceanica ma é difficile da quantificare. I calcoli si basano nei cambi avuti nella concentrazione atmosferica e oceanica di O₂, e nei gradienti latitudinali osservati nelle misurazioni, tanto di CO₂ che di O₂. (Keeling, 1996; Joos, 1999 y 2003).

Una prova dell´incremento della biomassa terrestre si basa nella curva di evoluzione della CO₂ atmosferica. Negli ultimi 30 anni l´ampiezza del ciclo annuale della concentrazione di CO₂ atmosferico é aumentato anche se in maniera irregolare. Probabilmente in conseguenza di una maggiore attivitá vegetativa, con maggior assorbimento in primavera-estate e un minore rilascio di CO₂ in autunno-inverno per un aumento della materia organica ossidata.
Le analisi della produttivitá marina durante il periodo 1948-2003 nel mar del Nord e nel Nordest dell´Atlantico, indicano anche un considerevole aumento del fitoplancton, specialmente negli anni 80, incremento che si mantiene tutt´ora. (Raitsos, 2005).
In un complesso studio delle fonti di incremento carbonio disciolto nei mari Sabine e al. (Sabine 2004) dedussero che nel periodo 1980-1000 dei 117 PgC emessi per la bruciatura di combustibili fossili e la fabbricazione di cemento, 65 PgC furono aggiunti all´atmosfera, 37 PgC furono assorbiti dagli oceani e 15 PgC furono assorbiti dalla superficie continentale.
Altre analisi indicano quantitá superiori nell´assorbimento continentale: tra 1 e 2 PgC annuo al Nord della latitudine 25°N dovuto all´incremento di CO₂ atmosferico come all´aumento delle temperature. Studi piú dettagliati in Russia indicano che l`assorbimento nei boschi durante il 1983-1998 fu tra i 74 TgC/anno e i 284 TgC/anno (Beer, 2006).

Fig. Evoluzione della biomassa terrestre 1982-1999 (Nemani, 2003)

Rispetto agli ecosistemi terrestri, si sa che quelli dell´emisfero Nord assorbono in forma netta piú CO₂ atmosferico rispetto all´emisfero Sud. L´aria troposferica nell´emisfero Nord contiene solo circa 3 ppm di CO₂ in piú che l´emisfero Sud, peró la maggior parte della CO₂ é emessa proprio nell´emisfero Nord, e che ció dovrebbe dare una differenza maggiore tra nord e sud, dell´ordine di 4 o 5 ppm. Lo sviluppo della vegetazione continentale nell´emisfero Nord potrebbe spiegare tale anomalia. Alcuni calcoli dicono che negli USA e canadá la CO₂ assorbita dal suolo e dalla vegetazione é superiore a quella delle emissioni antropiche in questi paesi. (Fan, 1998).
Altri calcoli piú conservatori indicano che la massa di CO₂ assorbita dal territorio nord americano é 1/3 di quella emessa: 0,5 Pg di carbonio assorbito contro 1,5 di Pg emesso. I calcoli per l`europa indicano che la biomassa assorbe tra il 7% e il 12% delle emissioni.(Janssens, 2003).
I principali meccanismi per spiegare l´aumento della biomassa terrestre sono diversi: a) fertilizzazione dell´atmosfera prodotta dall´aumento di CO₂ b) fertilizzazione del suolo dovuta all´incremento dei deposito di azoto antropico c) riforestazione di terreni e invasione arborea in terreni prima agricoli e adesso abbandonati; d) aumento termico e prolungamento dell´epoca di crescita vegetativa

a) fertilizzazione dell´aria
L´incremento di CO₂ puó influenzare positivamente l´attivitá vegetativa rafforzando la funzione clorofilliana e potenziando la crescita delle piante e la produzione netta della biomassa.
Poi si produce un diminuzione della evaporazione delle foglie e del consumo di acqua da parte della vegetazione. Succede che gli stom tendono a chiudersi quando aumenta la CO₂ dell´aria. Cosí le piante perdono meno acqua e la fotosintesi si fa piú efficiente. Un minor bisogno di acqua aumenta anche la vegetazione in zone aride e semiaride.
b) fertilizzazione del suolo
Anche i suoli di alcune regioni possono aumentare la loro fertilitá dovuto ad un aumento di composti azotati nel suolo proveniente da certi composti azotati atmosferici, che paradossalmente sono il prodotto della contaminazione umana. (Nadelhoffer, 1999).
L´aumento delle temperature nelle alte latitudini favorisce la decomposizione nel suolo dei composti azotati, migliora la disponibilitá dell´azoto per la crescita delle piante e alberi e aumenta l´efficienza del processo della fotosintesi creando più massa vegetale. (Melillo, 1993).

c) riforestazione
In molte regioni del mondo, soprattutto nelle regioni temperate dell´Eurasia e America, il processo di riforestazione e l´aumento naturale delle masse boscose, dovuto all´abbandono di campi agricoli, é superiore alla deforestazione. Negli USA il volume di legname é aumentato del 30% negli ultimi 50 anni, (Schimel 2000) in Europa l´aumento della biomassa é stata del 25% tra il 1971 e 1990 (Moffat, 1998).

d) prolungamento della stagione vegetativa e meno gelate.
Una ultima ragione dell´aumento della biomassa é il prolungamento della stagione di accrescimento vegetativo nelle latitudini medie e boreali. Sembra che con un aumento del periodo primaverile e un ritardo dell´autunno di qualche giorno, motivati da un aumento delle temperature ha prolungato il periodo di crescita delle piante. (Mitchell, 2002).
Cosí l´incremento delle temperature notturne ha favorito un allargamento dei periodi liberi dalle gelate che distruggono le piante. (Menzel, 1999).

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