Quale futuro per l'Antropocene? Un'interpretazione biofisica.

Traduzione di MR

Nota: questa è la traduzione di un testo piuttosto pesantino che si trova per ora su "ArXiv" in attesa di essere sottoposto a una rivista scientifica, cosa che mi ripropongo di fare appena possibile. Nel frattempo, Max Rupalti si è messo a tradurlo in Italiano e il risultato lo trovate qui sotto. Come dicevo, è una cosetta un po' accademichetta/pesantuccia, però, se avete voglia di leggerlo, aspetto i vostri commenti prima di mandarlo alla rivista. (UB)

Di Ugo Bardi
ArXiv 2015

Dipartimento di Scienze della Terra, Università di Firenze.
Polo Scientifico di Sesto Fiorentino, 50019 Sesto F. (Fi)
ugo.bardi@unifi.it

Abstract. L'Antropocene è una suddivisione temporale proposta per la storia della Terra correlata alla forte perturbazione umana dell'ecosistema. Gran parte del dibattito si sta svolgendo su quale debba essere considerata la data come l'inizio dell'Antropocene, ma molto meno su come possa evolvere nel futuro e quali siano i suoi limiti finali. Qui si sostiene che il fenomeno che attualmente definisce l'Antropocene declinerà e poi scomparirà rapidamente in tempi dell'ordine di un secolo, in conseguenza della dispersione irreversibile dei potenziali termodinamici associati al carbonio fossile. Tuttavia, è possibile che in futuro il sistema economico umano possa catalizzare la dissipazione di energia solare in forme diverse dalla fotosintesi, per esempio usando dispositivi fotovoltaici a stato solido. In questo caso, una forte influenza umana sull'ecosistema potrebbe persistere per tempi molto più lunghi, ma in forme molto diverse da quelle attuali.


La storia del sistema terrestre viene descritta in termini di una serie di suddivisioni definite da cambiamenti stratigrafici discreti (o “puntuali), principalmente in termini di composizione biotica (Aunger 2007a) (Aunger 2007b). La più recente di queste suddivisioni è la proposta dell' “Antropocene”, un termine collegato alla forte perturbazione dell'ecosistema creato dall'attività umana. La data d'inizio dell'Antropocene non è stata ancora ufficialmente stabilita, ma di solito viene identificata con l'inizio della combustione su larga scala di composti del carbonio fossili immagazzinati nella crosta terrestre (“combustibili fossili”) e, in questo caso, potrebbe essere piazzata ad un certo momento durante il XVIII secolo DC (Crutzen 2002), (Lewis e Maslin 2015). Proposte alternative la porrebbero all'inizio dello sviluppo dell'agricoltura (Ruddiman 2013) (Ruddiman et al 2015), o delle tecnologie di fissione nucleare (Zalasiewicz et al. 2015). Tuttavia, è chiaro che l'influenza umana sul sistema terrestre e enormemente aumentata con l'aumento dell'uso dei combustibili fossili e rimane principalmente collegata ai combustibili fossili (Raupach e Canadell 2010). Quindi, ci si può porre la domanda di quale potrebbe essere l'evoluzione dell'Antropocene come funzione della disponibilità in diminuzione di composti fossili del carbonio fossile. Il declino dell'Antropocene porterà il sistema terrestre a ritornare a condizioni simili a quelle della precedente suddivisione geologica, l'Olocene? Oppure la perturbazione umana continuerà? E' questo il tema esaminato nel presente lavoro.

Il sistema terrestre è un sistema di non-equilibrio il cui comportamento è determinato dai flussi di energia che riceve. Questo tipo di sistema tende a comportarsi come trasduttore di energia e a dissipare i potenziali energetici disponibili ai tassi più rapidi possibili (Sharma e Annila 2007),  (Kaila e Annila 2008), una proprietà che può anche essere compresa nei termini del principio conosciuto come “produzione di massima entropia” (Kleidon 2004),(Kleidon et al 2010),

(Martyushev e Seleznev 2006). I sistemi di non-equilibrio tendono a conseguire la proprietà denominata “omeostasi” se il potenziale che dissipano rimane approssimativamente costante (Kleidon 2004). Nel caso del sistema terrestre, il maggior flusso è di gran lunga l'energia proveniente dal sole. E' approssimativamente costante (Iqbal 1983), eccetto per scale temporali molto lunghe, visto che aumenta gradualmente di un fattore di circa il 10% per ogni miliardo di anni (Schroeder e Connon Smith 2008). Pertanto, si prevede che l'ecosistema terrestre raggiunga e mantenga condizioni omeostatiche per tempi molto lunghi. Tuttavia, ciò non avviene a causa delle perturbazioni geologiche che generano le transizioni intermittenti osservate nelle registrazioni stratigrafiche.

Il flusso di energia geotermica verso la superficie terrestre è di ordini di grandezza inferiore di quello dell'energia solare (Davies e Davies 2010) e si sa che cambia molto lentamente su scale temporali geologiche (Korenaga 2008). Tuttavia, è soggetta a cambiamenti intermittenti sotto forma di eruzioni vulcaniche e movimenti tettonici. Queste perturbazioni sono la causa principale delle transizioni fra le suddivisioni dei periodi geologici. Per esempio, si sa che il periodo Fanerozoico, si può osservare una forte correlazione fra le grandi eruzioni basaltiche (conosciute come “Grandi provincie ignee”, GPI) e le estinzioni di massa, a loro volta spesso associate ai limiti delle ere geologiche (Kidder e Worsley 2010), (Wignall 2001) (Bond e Wignall 2014). E' stato anche affermato che i fattori extraterrestri, come gli impatti di asteroidi, abbiano generato discontinuità durante il Fanerozoico, ma il loro effetto è stato sovrastimato (Archibald 2014), (Bond e Wignall 2014).

Un fattore ulteriore che potrebbe creare delle discontinuità nei sedimenti è legato ai cambiamenti evolutivi biologici del tipo definito come “rivoluzioni” (Szathmáry e Smith 1995), (Kleidon 2004), in cui l'ecosistema “impara” come aumentare il tasso di dissipazione dei potenziali disponibili  (Kaila e Annila 2008). E' stato stimato che la quantità di energia solare elaborata dagli organismi terrestri sia aumentata di un fattore di circa 1000 in un lasso di tempo di circa 3 miliardi di anni (Lenton e Watson 2011) (p. 49). Il cambiamenti di questa capacità possono portare a cambiamenti radicali nel record dell'ecosistema. Per esempio, il “grande evento di ossigenazione” (in inglese detto GOE - Great Oxygenation Event), avvenuto circa 2.500 milioni di anni fa, potrebbe essere collegato al confine Archeano/Proterozoico (Gargaud et al. 2011).

La transizione che ha generato l'Antropocene è collegata anch'essa a una discontinuità della dissipazione di energia dell'ecosistema. La discontinuità si è manifestata quando l'ecosistema (più esattamente la specie “homo sapiens”) ha imparato come dissipare il potenziale energetico immagazzinato sotto forma di composti del carbonio denominati “carbonio fossile” o “combustibili fossili” (principalmente petrolio, gas e carbone). Questi composti sono, in effetti, energia solare immagazzinata che si è accumulata lentamente come risultato della sedimentazione di materia organica principalmente durante l'era Fanerozoica, cioè su una scala temporale dell'ordine di centinaia di milioni di anni (Raupach e Canadell 2010). Il tasso di dissipazione dell'energia di questo potenziale fossile, al momento, può essere stimato in termini di “energia primaria”, in ingresso nel sistema economico umano. Nel 2013, questa quantità corrispondeva a circa 17 TW (Anon 2014b). Di questi, circa l'86% (o circa 15 TW) erano prodotti dalla combustione di composti di carbonio fossili. Si tratta di una piccola quantità in confronto alla la media di flusso totale di energia solare che raggiunge la superficie della terra, stimata essere 89.000 TW (Tsao et al. 2006) o 87.000 TW (Szargut 2003). Tuttavia, l'energia prodotta direttamente per combustione è solo un innesco per altri effetti. Fra questi, potremmo elencare la dispersione di grandi quantità di metalli pesanti e di isotopi radioattivi nell'ecosfera, la pavimentazione estesa di ampie aree di superficie con composti inerti (Schneider et al 2009), la distruzione di una grande percentuale della superficie della piattaforma continentale da parte di pratiche conosciute come “pesca a strascico di profondità” (Zalasiewicz et al 2011) ed altro. Gli effetti più importanti sono collegati all'emissione di gas serra come prodotti di combustione, principalmente biossido di carbonio, CO2, ma anche altri gas (Stocker et al 2013). La forzante termica generata dal solo CO2 di origine umana può essere calcolata come di circa 900 TW, o circa l'1% dell'effetto radiativo solare (Zhang e Caldeira 2015), quindi un effetto non trascurabile, che genera un riscaldamento serra dell'atmosfera già rilevabile e in continuo aumento. Questo riscaldamento, insieme ad altri effetti come l'acidificazione degli oceani, ha il potenziale di cambiare profondamente l'ecosistema analogamente a come le grandi province magmatiche (note come LIP, Large Igneous Provinces), in tempi remoti, hanno generato estinzioni di massa e grandi cambiamenti dell'ecosistema (Wignall 2005) (Bond e Wignall 2014).

L'emissione di gas serra nell'atmosfera continuerà col continuare della combustione di combustibili fossili. Tuttavia, i composti del carbonio esistono in quantità limitata all'interno della crosta terrestre. La massa totale di carbonio fossili è stimata di circa 1.5x10e16 t (1.25x10e21 mol C), principalmente sotto forma della famiglia dei composti conosciuta come “cherogene” (Falkowski et al 2000). Considerando che il tasso attuale di combustione di carbonio fossile è circa 9.2x10e9 t all'anno (Le Quéré et al 2014) si potrebbe concludere che, teoricamente, potrebbe continuare per più di un milione di anni. Ma ciò è ovviamente impossibile per diverse ragioni, prima di tutto perché l'ossigeno in atmosfera finirebbe molto prima (stimato in circa1.2x10e15 t o 3.7x10e19 mol O2) (Canfield 2005)). Tuttavia, una limitazione molto più drastica deriva dal fatto che non tutto il carbonio fossile presente nella crosta terrestre è carbonio “bruciabile”, cioè carbonio che sarà probabilmente bruciato dal sistema industriale umano.

La quantità di carbonio bruciabile viene normalmente valutata sulla base di fattori collegati all'economia umana, cioè, in termini di composti del carbonio il cui costo di estrazione possa fornire un profitto con gli attuali prezzi dell'energia. Una stima complessiva basata su questo concetto (Rogner 1997) ha indicato che le riserve fossili conosciute potrebbero in teoria sostenere l'attuale tasso di consumo per circa un secolo e mezzo, anche se le risorse “non convenzionali” potrebbero allungare questo periodo. Tuttavia, questo tipo di stima soffre di incertezze di base, visto che è impossibile prevedere quali saranno i prezzi dell'energia fra un secolo (ed anche per lassi di tempo molto più brevi). Così, una stima più affidabile della quantità di carbonio bruciabile deve essere basata su fattori termodinamici.

La combinazione di ossigeno atmosferico e carbonio fossile è una reazione chimica e, come tale, deve superare una barriera cinetica che possiamo definire come “energia di attivazione”. Questa energia determina il tasso di reazione. Più è alta la barriera, più basso è il tasso. Nel caso della combustione di combustibili fossili, la barriera è generata dal fatto che il carbonio fossile è immagazzinato sottoterra e non è, di solito, a diretto contatto con l'ossigeno atmosferico. Di conseguenza, durante il periodo Fanerozoico, la sedimentazione ha accumulato carbonio più rapidamente di quanto ne è stato rimosso attraverso la naturale ossidazione o combustione, nonostante la seconda reazione sia termodinamicamente favorita. E' ben noto anche che l'energia di attivazione di una reazione chimica può essere diminuita – e il tasso di reazione reso più rapido – dalla presenza di un catalizzatore. E' questo il ruolo giocato oggi dall'economia umana: un catalizzatore che accelera enormemente il tasso di ossidazione del carbonio fossile. Inoltre, la combustione di carbonio fossile può essere definita come una reazione “autocatalitica”, nel senso che genera strutture che accelerano il tasso di reazione. Questo è tipico di molte reazioni chimiche e processi fisici, che tendono a creare “strutture dissipative”, descritte per la prima volta da Ilya Prigogine (Prigogine 1967), (Prigogine 1968). Queste strutture accelerano la dispersione di energia in accordo col principio della massima produzione di entropia (Kleidon et al 2010).

Nel caso del sistema terrestre, le strutture create dalla dissipazione dei potenziali dei combustibili fossili possono essere definite col nome generico di “sistema industriale”. Bruciare combustibili fossili genera l'energia necessaria a creare strutture industriali che, a loro volta, vengono usate per estrarre più combustibili fossili e bruciarli. Descritto in questo senso, il sistema industriale umano basato sui fossili può essere visto come un sistema metabolico, simile a quelli biologici (Malhi 2014). Le strutture di questo sistema metabolico non biologico possono essere esaminate alla luce di concetti come quello di “energia netta” (Odum 1973), definito come l'exergia (energia in grado di produrre lavoro) generata dalla trasduzione di una riserva di energia in un altra forma di riserva di energia. Un altro concetto simile è quello del “Ritorno energetico dall'energia investita” (EROI o EROEI), definito per la prima volta nel 1986 (Hall et al 1986) (vedere anche (Hall et al 2014)). L'EROEI è definito come il rapporto dell'exergia ottenuta per mezzo di una certa struttura dissipativa rispetto alla quantità di exergia necessaria a creare e mantenere la struttura. Un EROEI inferiore ad 1 (o, analogamente, un'energia netta inferiore a zero) implica che il processo non si può autosostenere. Per esempio, il carbone bruciato semplicemente in aria aperta non genera alcuna exergia, pertanto non può sostenere il processo di estrazione di carbonio. Invece, il carbone bruciato in un motore a vapore genera energia meccanica (exergia) che può essere usata per costruire attrezzature per trivellare, scavare, sollevare e trasportare più carbone ed anche per mantenere il motore a vapore e costruirne di nuovi. Se l'EROEI associato ad un processo di dissipazione è maggiore di 1, l'eccesso può essere usato per replicare il processo in nuove strutture e, su larga scala, per creare il sistema complesso che chiamiamo “società industriale”. La crescita della civiltà umana come la conosciamo oggi, e l'intero Antropocene, può essere vista come l'effetto di EROEI relativamente grandi associati alla combustione di composti fossili del carbonio (Lambert et al 2014).

Una peculiarità della dissipazione dei potenziali associati agli idrocarburi fossili è che il sistema non può raggiungere l'omeostasi. E' un fatto risaputo dai tempi di Stanley Jevons (Jevons 1866) che l'industria mineraria estrae prima le risorse ad “alta densità”, definite come i minerali più concentrati. Nel caso dei combustibili fossili, le risorse ad alta densità sono quelle che producono la massima exergia con la minima richiesta di exergia per la loro estrazione, cioè l'EROEI massimo. Man mano che la riserva di queste risorse si esaurisce, l'industria passa a risorse di qualità minore che richiedono strutture di estrazione energeticamente più costose come, per esempio, le risorse che possono essere estratte soltanto da grandi profondità o richiedono processi di raffinazione complessi. Questo porta ad un progressivo declino dell'EROEI associato ai potenziali fossili anche se nella prima fase del ciclo il declino può essere invertito da fattori tecnologici e da fattori di scala. Per esempio, Hall e i suoi collaboratori (Hall et al 2014) mostrano che l'EROEI dell'estrazione del petrolio negli Stati Uniti ha raggiunto il picco a circa 30 negli anni 60, per poi declinare oggi a valori inferiori a 20. Un fattore ulteriore di cui tenere conto si chiama “inquinamento”, che accelera il degrado della riserva di capitale accumulato e quindi riduce l'EROEI del sistema in quanto questo richiede più exergia per la propria manutenzione.

Solo una piccola frazione dei composti fossili del carbonio della crosta possono fornire un EROEI maggiore di 1 ed una ancora più piccola può fornire i grandi EROEI che hanno creato la civiltà industriale e, di conseguenza, generato l'Antropocene (Hall et al 2009) (Zencey 2013). Pertanto, possiamo aspettarci che la progressiva riduzione dei valori medi di EROEI porterà ad un rallentamento della reazione di combustione. Diversi modelli descrivono questo fenomeno. Storicamente, il primo risale a Jevons (Jevons 1866), in seguito, il concetto è stato ripreso da Hubbert (Hubbert 1956) e ancora dopo quantificato da diversi studi, spesso basati sulla dinamica dei sistemi (Forrester 1971) (Meadows et al 1972), (Meadows et al 2004), (Bardi e Lavacchi 2009).

Tutti questi studi mostrano che il ciclo di sfruttamento di una risorsa energetica finita deve seguire una curva “a campana”, anche se non necessariamente una curva simmetrica. Un gran numero di studi ha esaminato il ciclo di sfruttamento degli idrocarburi con l'obbiettivo di fare previsioni quantitative (vedete per esempio (Maggio e Cacciola 2012), (Guseo 2011), (Campbell e Laherrere 1998), (Zittel et al 2013). (Turner 2008), (Bardi 2014) ). I risultati sono, ovviamente, solo delle stime, ma la conclusione generale è che il carbonio che ha generato l' “impulso” di potenza dell'Antropocene è destinato a durare al massimo qualche secolo, forse meno di un secolo.

Così, da un punto di vista geologico, la fase attiva dell'Antropocene è destinata a durare un tempo molto breve. Tuttavia, gli effetti sull'ecosistema non scompariranno: una frazione del biossido di carbonio emesso durante la fase attiva dell'Antropocene potrebbe persistere nell'atmosfera terrestre per diverse decine di migliaia di anni (Archer e Caldeira 2009). Non si sa per quanto tempo il biossido di carbonio rimarrà negli stock della crosta terrestre, come gli oceani, ma per vedere la completa inversione del processo di combustione dovremo attendere che si riformino nuove riserve di carbone, gas e petrolio in profondità nella crosta terrestre, una cosa che potrebbe richiedere perlomeno centinaia di migliaia di anni. In realtà, tali riserve potrebbero non formarsi mai più, in particolare quelle di carbone, che sono il risultato di un clima peculiare e di condizioni biologiche che esistevano centinaia di milioni di anni fa e che potrebbero non ripresentarsi più. Così, dopo la fase attiva della combustione dei combustibili, il sistema terrestre non tornerebbe alle condizioni delle ere iniziali. Il clima futuro ovviamente è incerto, ma sembra che, eccetto cambiamenti realmente catastrofici ed irreversibili (Hansen 2007), potrebbe restare in uno stato “interglaciale” per almeno 10.000 anni in futuro (Berger et al, 2003) oppure tempi anche molto più lunghi, prima di tornare infine ai cicli di ere glaciali che hanno caratterizzato il Pleistocene. Su un periodo di tempo molto lungo, l'aumento graduale dell'intensità di irradiazione solare alla fine porterà alla scomparsa dei vertebrati in circa 800 milioni di anni in futuro e, in un futuro ancora più remoto, alla completa sterilizzazione del pianeta fra circa un miliardo e mezzo di anni (Franck et al 2006), (Schroeder e Connon Smith 2008).

Potremmo speculare sulla possibilità che gli esseri umani a conservare la loro forte influenza sull'ecosistema passando alla dissipazione di potenziali diversi da quelli forniti dagli idrocarburi fossili, ma tuttavia non l'energia solare diretta. Nella crosta terrestre esistono potenziali non legati al sole, sotto forma di energia geotermica (Davies e Davies 2010) ed energia delle maree (Munk e Wunsch 1998). Entrambe sono tuttavia di diversi ordini di grandezza più piccoli dell'energia potenziale generata dalla luce solare. La fissione di nuclei pesanti (uranio e torio) è a sua volta un potenziale energetico non basato sul carbonio che può essere dissipato. Tuttavia, questo potenziale è limitato in portata e non si può riformare sulla base dei processi terrestri. Eccetto nuovi sviluppi radicali, ci si attende che l'esaurimento impedisca a questo processo di giocare un ruolo importante in futuro (Zittel, Zerhusen, Zerta, Bölkow ed Arnold, 2013). La fusione nucleare potrebbe cambiare i giochi a questo proposito ma, finora, non ci sono prove che il potenziale associato alla fusione dei nuclei di deuterio possano generare un EROEI sufficiente per mantenere una sociatà industriale, o persino di mantenere sé stessa.

Una strada diversa per conservare una grande tasso di dissipazione di energia dell'Antropocene potrebbe essere quello di trattare l'energia solare usando qualcosa di diverso dal motore fotosintetico che alimenta la biosfera. In linea di principio, ciò è possibile. Come accennato prima, il flusso di energia solare che raggiunge la superficie della Terra è stimata in 89.000 TW (Tsao et al 2006) o 87.000 TW (Szargut 2003). La circolazione atmosferica genera circa 1000 TW di energia cinetica (Tsao et al 2006). Si tratta di flussi di alcuni ordini di grandezza più grandi del flusso di energia primaria associato all'Antropocene (circa 17 TW). Naturalmente, come detto in precedenza, la capacità di un sistema di trasduzione per creare strutture complesse dipende dall'EROEI della trasduzione. Su questo punto, tutti gli studi recenti sui sistemi fotovoltaici riportano degli EROEI maggiori di uno nella produzione di energia elettrica (Rydh e Sandén 2005), (Richards e Watt 2007), (Weißbach et al 2013). (Blankenship et al 2011), (Chu 2011), (Bekkelund 2013) (Prieto e Hall 2011). Nella maggior parte dei casi l'EROEI dei sistemi FV è ritenuto essere inferiore a quello dei sistemi di combustione dei fossili ma, in alcuni casi, viene riportato che siano maggiori  (Raugei et al. 2012), con valori anche maggiori riportati per il Solare a Concentrazione, (Montgomery 2009), (Chu 2011). In generale, i valori dell'EROEI dell'ordine di 5-10 per la trasduzione diretta dell'energia solare possono essere considerati stime ragionevoli (Green e Emery 2010). Per gli impianti eolici vengono riportati valori di EROEI anche maggiori (Kubiszewski et al 2010). Questi valori potrebbero aumentare in conseguenza degli sviluppi tecnologici, ma anche declinare di fronte alla progressiva occupazione dei siti migliori per gli impianti e dell'aumento dei costi energetici legati all'esaurimento dei minerali necessari per costruire gli impianti stessi.

La sostenibilità a lungo termine dellle tecnologie solari ed eolica è un tema complesso che non verrà discusso in dettaglio qui. E' sufficiente dire che le tecnologie solare ed eolica attuali possono usare elementi rari che potrebbero essere di fronte a problemi di esaurimento a breve termine, ma anche che è possibile costruire sistemi che non ne hanno bisogno (García-Olivares et al 2012). Gli studi hanno anche riportato che i materiali usati per le celle solari possono essere riciclati a tassi del 99,99% (Fthenakis 2009). Pertanto, non sembrano sussistere barriere fondamentali alla “chiusura del ciclo”ed all'uso di exergia generata da sistemi FV basati sul silicio per riciclare loro stessi. Esistono diverse stime sui limiti estremi della generazione di energia da sistemi FV. Il “potenziale tecnico” in termini di produzione di energia solare dei soli Stati Uniti è stimato come maggiore di 150 TW (Lopez et al 2012). Secondo i dati riportati (Liu et al. 2009), circa 1/5 dell'area del deserto del Sahara (2 milioni di mq) potrebbe generare 50 TW ad un'efficienza di conversione dell'are dei pannelli FV del 10%. Sommando frazioni simili delle aree dei grandi deserti, gli impianti FV (o quelli a concentrazione) potrebbero generare circa 500-1000 TW, probabilmente di più, senza impattare significativamente sui terreni agricoli. Inoltre, l'energia eolica potrebbe generare 80 TW (Jacobson e Archer 2012) o valori in qualche modo inferiori (Miller et al. 2011), ma forse non più di 1 TW (de Castro et al. 2011).

Da questi dati, possiamo concludere che la trasduzione del flusso di energia solare tramite dispositivi a stato solido potrebbero rappresentare una nuova “rivoluzione” metabolica del tipo descritto da (Szathmáry e Smith 1995). (Lenton e Watson 2011) che avvierebbe l'ecosfera verso un livello di trasduzione nuovo e maggiore di quello attuale. E' troppo presto per dire se una transizione del genere sia possibile ma, se questa dovesse avere luogo al suo massimo potenziale, i suoi effetti potrebbero portare a trasformazioni più grandi di quelle associate all'Antropocene per come lo si comprende ora. Pertanto potremmo trovarci di fronte ad una nuova transizione geologica. Visto che questi effetti sarebbero associato principalmente ai dispositivi a  stato solido (vedi celle FV), forse ci serve un termine diverso da “Antropocene”. Il termine “stereocene” (l'era dei dispositivi a stato solido) potrebbe essere adatto.

Riferimenti

• Archer CL, Caldeira K (2009) Global Assessment of High-Altitude Wind Power. Energies 2:307–319. doi: 10.3390/en20200307
• Archibald JD (2014) What the dinosaur record says about extinction scenarios. Geol Soc Am Spec Pap 505:213–224. doi: 10.1130/2014.2505(10)
• Aunger R (2007a) Major transitions in “big” history. Technol Forecast Soc Change 74:1137–1163. doi:10.1016/j.techfore.2007.01.006
• Aunger R (2007b) A rigorous periodization of “big” history. Technol Forecast Soc Change 74:1164–1178. doi:10.1016/j.techfore.2007.01.007
• Bardi U (2014) The mineral question: how energy and technology will determine the future of mining. FrontEnergy Syst Policy. doi: 10.3389/fenrg.2013.00009
• Bardi U, Lavacchi A (2009) A Simple Interpretation of Hubbert’s Model of Resource Exploitation. Energies 2:646–661. doi: 10.3390/en20300646
• Bekkel und K (2013) A Comparative Life Cycle Assessment of PV Solar Systems. NTNU - Trondheim, Norwegian University of Science and Technology 
• Berger A, Loutre MF, Crucifix M The Earth’s Climate in the Next Hundred Thousand years (100 kyr). Surv Geophys 24:117–138. 2003 doi: 10.1023/A:1023233702670
• Blankenship RE, Tiede DM, Barber J, et al (2011) Comparing photosynthetic and photovoltaic efficiencies and recognizing the potential for improvement. Science 332:805–9. doi: 10.1126/science.1200165
• Bond D, Wignall P (2014) Large igneous provinces and mass extinctions: an update. Geol. Soc. Am. …
• Campbell CJ, Laherrere JF (1998) The End of Cheap Oil. Sci Am 80–86. Canfield DE (2005) THE EARLY HISTORY OF ATMOSPHERIC OXYGEN: Homage to Robert M. Garrels. Annu Rev Earth Planet Sci 33:1–36. doi: 10.1146/annurev.earth.33.092203.122711
• Chu Y (2011) Review and Comparison of Different Solar Energy Technologies.
• Crutzen PJ (2002) Geology of mankind. Nature 415:23. doi: 10.1038/415023a
• Davies JH, Davies DR (2010) Earth’s surface heat flux. Solid Earth 1:5–24. doi: 10.5194/se-1-5-2010
• De Castro C, Mediavilla M, Miguel LJ, Frechoso F (2011) Global wind power potential: Physical and technological limits. Energy Policy 39:6677–6682. doi: 10.1016/j.enpol.2011.06.027
• Falkowski P, Scholes RJ, Boyle E, et al (2000) The Global Carbon Cycle: A Test of Our Knowledge of Earth as aSystem. Science (80- ) 290:291–296. doi: 10.1126/science.290.5490.291
• Forrester J (1971) World dynamics. Wright-Allen Press, Cambridge, Massachusetts
• Franck S, Bounama C, von Bloh W (2006) Causes and timing of future biosphere extinctions. Biogeosciences3:85–92. doi: 10.5194/bg-3-85-2006
• Fthenakis V (2009) Sustainability of photovoltaics: The case for thin-film solar cells. Renew Sustain Energy Rev13:2746–2750. doi: 10.1016/j.rser.2009.05.001
• García-Olivares A, Ballabrera-Poy J, García-Ladona E, Turiel A (2012) A global renewable mix with proven technologies and common materials. Energy Policy 41:561–574. doi: 10.1016/j.enpol.2011.11.018
• Gargaud M, Amils R, Quintanilla JC, et al (eds) (2011) Encyclopedia of Astrobiology. doi: 10.1007/978-3-642-11274-4
• Green M, Emery K (2010) Solar cell efficiency tables (version 35). Prog
• Guseo R (2011) Worldwide cheap and heavy oil productions: A long-term energy model. Energy Policy 39:5572–5577. doi: 10.1016/j.enpol.2011.04.060
• Hall C, Balogh S, Murphy D (2009) What is the minimum EROI that a sustainable society must have? Energies2:25–47. doi: 10.3390/en20100025
• Hall CA, Cleveland CJ, Kaufmann R (1986) Energy and Resource Quality: The Ecology of the Economic Process. Wiley Interscience, New York
• Hall CAS, Lambert JG, Balogh SB (2014) EROI of different fuels and the implications for society. Energy Policy 64:141–152. doi: 10.1016/j.enpol.2013.05.049
• Hansen J (2007) Climate catastrophe. New Sci 195:30–34. doi: 10.1016/S0262-4079(07)61903-4
• Hubbert MK (1956) Nuclear Energy and the Fossil Fuels. Spring Meet. ofthe South. Dist. Div. Prod. Am. Pet.
• Inst. Iqbal M (1983) An Introduction To Solar Radiation. Academic Press Canada, New York
• Jacobson MZ, Archer CL (2012) Saturation wind power potential and its implications for wind energy. Proc Natl Acad Sci U S A 109:15679–84. doi: 10.1073/pnas.1208993109
• Jevons WS (1866) The Coal Question, 2nd revised edition. Macmillan and Co
• Kaila VR., Annila A (2008) Natural selection for least action. Proc R Soc A Math Phys Eng Sci 464:3055–3070.doi: 10.1098/rspa.2008.0178
• Kidder D, Worsley T (2010) Phanerozoic large igneous provinces (LIPs), HEATT (haline euxinic acidic thermal transgression) episodes, and mass extinctions. Palaeogeogr. Palaeoclimatology
• Kleidon A (2004) Beyond Gaia: Thermodynamics of Life and Earth System Functioning. Clim Change 66:271–319. doi: 10.1023/B:CLIM.0000044616.34867.ec
• Kleidon A, Malhi Y, Cox PM (2010) Maximum entropy production in environmental and ecological systems. Philos Trans R Soc Lond B Biol Sci 365:1297–302. doi: 10.1098/rstb.2010.0018
• Korenaga J (2008) Urey ratio and the structure and evolution of Earth’s mantle. Rev Geophys 46:RG2007. doi:10.1029/2007RG000241
• Kubiszewski I, Cleveland C, Endres P (2010) Meta-analysis of net energy return for wind power systems. Renew. energy
• Lambert JG, Hall CAS, Balogh S, et al (2014) Energy, EROI and quality of life. Energy Policy 64:153–167. doi:10.1016/j.enpol.2013.07.001
• Le Quéré C, Peters GP, Andres RJ, et al (2014) Global carbon budget 2013. Earth Syst Sci Data 6:235–263. doi:10.5194/essd-6-235-2014
• Lenton T, Watson A (2011) Revolutions that made the Earth. Oxford University Press, Oxford, New York
• Lewis SL, Maslin MA (2015) Defining the Anthropocene. Nature 519:171–180. doi: 10.1038/nature14258
• Liu Q, Yu G, Liu JJ (2009) Solar Radiation as Large-Scale Resource for Energy-Short World - - Volume 20, Number 3 / July 2009 - Multi Science Publishing. Energy Environ 20:319–329.
• Lopez A, Roberts B, Heimiller D, et al (2012) U.S. Renewable Energy Technical Potentials: A GIS -Based Analysis.
• Maggio G, Cacciola G (2012) When will oil, natural gas, and coal peak? Fuel 98:111–123. doi:10.1016/j.fuel.2012.03.021
• Malhi Y (2014) The Metabolism of a Human-Dominated Planet. In: Goldin I (ed) Is Planet Full? Oxford University Press, Oxford, pp 142–164
• Martyushev LM, Seleznev VD (2006) Maximum entropy production principle in physics, chemistry and biology. Phys Rep 426:1–45. doi: 10.1016/j.physrep.2005.12.001
• Meadows DH, Meadows DL, Randers J, Bherens III W (1972) The Limits to Growth. Universe Books, New York
• Meadows DH, Randers J, Meadows DL (2004) Limits to Growth: the 30 year update. Chelsea Green, White River Junction
• Miller LM, Gans F, Kleidon A (2011) Estimating maximum global land surface wind power extractability and associa ted climatic consequences. Earth Syst Dyn 2:1–12. doi: 10.5194/esd-2-1-2011
• Montgomery Z (2009) Environmental Impact Study: CSP vs. CdTe thin film photovoltaics.
• Munk W, Wunsch C (1998) Abyssal recipes II: energetics of tidal and wind mixing. Deep Sea Res Part I Oceanogr Res Pap 45:1977–2010. doi: 10.1016/S0967-0637(98)00070-3
• Odum HT (1973) Energy, Ecology, and Economics. Ambio 2:220–227.
• Prieto P, Hall C (2011) Spain’s photovoltaic revolution: the energy return on investment. doi: 10.1007/798-1-4419-9437-0
• Prigogine I (1967) On Symmetry-Breaking Instabilities in Dissipative Systems. J Chem Phys 46:3542. doi:10.1063/1.1841255
• Prigogine I (1968) Symmetry Breaking Instabilities in Dissipative Systems. II. J Chem Phys 48:1695. doi:10.1063/1.1668896
• Raugei M, Fullana-i-Palmer P, Fthenakis V (2012) The energy return on energy investment (EROI) of photovoltaics: Methodology and comparisons with fossil fuel life cycles. Energy Policy 45:576–582. doi:10.1016/j.enpol.2012.03.008
• Raupach MR, Canadell JG (2010) Carbon and the Anthropocene. Curr Opin Environ Sustain 2:210–218. doi:10.1016/j.cosust.2010.04.003Richards BS, Watt ME (2007) Permanently dispelling a myth of photovoltaics via the adoption of a new net energy indicator. Renew Sustain Energy Rev 11:162–172. doi: 10.1016/j.rser.2004.09.015
• Rogner H-H (1997) AN ASSESSMENT OF WORLD HYDROCARBON RESOURCES. Annu Rev Energy Environ 22:217–262. doi: 10.1146/annurev.energy.22.1.217
• Ruddiman WF (2013) The Anthropocene. Annu Rev Earth Planet Sci 41:45–68. doi: 10.1146/annurev-earth-050212-123944
• Ruddiman WF, Ellis EC, Kaplan JO, Fuller DQ (2015) Defining the epoch we live in. Science (80- ) 348:38–39.doi: 10.1126/science.aaa7297
• Rydh CJ, Sandén BA (2005) Energy analysis of batteries in photovoltaic systems. Part II: Energy return factors and overall battery efficiencies. Energy Convers Manag 46:1980–2000. doi:10.1016/j.enconman.2004.10.004
• Schneider A, Friedl MA, D P (2009) A new map of global urban extent from MODIS satellite data. Environ. Res. Lett 4:
• Schroeder K-P, Connon Smith R (2008) Distant future of the Sun and Earth revisited. Mon Not R Astron Soc 386:155–163. doi: 10.1111/j.1365-2966.2008.13022.x
• Sharma V, Annila A (2007) Natural process--natural selection. Biophys Chem 127:123–8. doi:10.1016/j.bpc.2007.01.005
• Stocker TF, Qin D, Plattner G-K, et al (eds) (2013) IPCC, 2013: Summary for policymakers. Clim. Chang. 2013 Phys. Sci. Basis. Contrib. Work. Gr. I to Fifth Assess. Rep. Intergov. Panel Clim. Chang.
• Szargut JT (2003) Anthropogenic and natural exergy losses (exergy balance of the Earth’s surface and atmosphere). Energy 28:1047–1054. doi: 10.1016/S0360-5442(03)00089-6
• Szathmáry E, Smith JM (1995) The major evolutionary transitions. Nature 374:227–32. doi: 10.1038/374227a0
• Tsao J, Lewis N, Crabtree G (2006) Solar FAQs. In: US Dep. Energy. http://rogachev.dyndns-athome.com:8080/Copy/Engineering/Solar FAQs.pdf. Accessed 5 Jan 2015
• Turner G (2008) A comparison of The Limits to Growth with 30 years of reality. Glob Environ Chang 18:397–411. doi: 10.1016/j.gloenvcha.2008.05.001
• Weißbach D, Ruprecht G, Huke A, et al (2013) Energy intensities, EROIs (energy returned on invested), and energy payback times of electricity generating power plants. Energy 52:210–221. doi:10.1016/j.energy.2013.01.029
• Wignall P (2005) The link between large igneous province eruptions and mass extinctions. Elements 1:293–297.doi: 10.2113/gselements.1.5.293
• Wignall PB (2001) Large igneous provinces and mass extinctions. Earth-Science Rev 53:1–33. doi:10.1016/S0012-8252(00)00037-4
• Zalasiewicz J, Waters CN, Williams M, et al (2015) When did the Anthropocene begin? A mid-twentieth century boundary level is stratigraphically optimal. Quat Int. doi: 10.1016/j.quaint.2014.11.045
• Zalasiewicz J, Williams M, Fortey R, et al (2011) Stratigraphy of the Anthropocene. Philos Trans A Math PhysEng Sci 369:1036–55. doi: 10.1098/rsta.2010.0315
• Zencey E (2013) Energy as master resource. State World 2013. Island Press/Center for Resource Economics, pp 73–83
• Zhang X, Caldeira K (2015) Time scales and ratios of climate forcing due to thermal versus carbon dioxide emissions from fossil fuels. Geophys Res Lett 42:n/a–n/a. doi: 10.1002/2015GL063514
• Zittel W, Zerhusen J, Zerta M, et al (2013) Fossil and Nuclear Fuels: the Supply Outlook.(2014) OECD Factbook 2013: Economic, Environmental and Social Statistics. http://www.oecdilibrary.org/sites/factbook-2013-en/06/01/01/index.html?contentType=&itemId=/content/chapter/factbook-2013-41-en&mimeType=text/html&containerItemId=/content/serial/18147364&accessItemIds=. Accesso 19 Feb 2015