Ciclo del carbono

Ciclo del carbono.

El ciclo del carbono son las transformaciones químicas de compuestos que contienen carbono en los intercambios entre biosfera, atmósfera, hidrosfera y litosfera. Es un ciclo de gran importancia para la supervivencia de los seres vivos en nuestro planeta, debido a que de él depende la producción de materia orgánica que es el alimento básico y fundamental de todo ser vivo.

El carbono es un componente esencial para los vegetales y animales. Interviene en la fotosíntesis bajo la forma de CO2 (dióxido de carbono) o de H2C O 3 (ácido carbónico), tal como se encuentran en la atmósfera. Forma parte de compuestos como: la glucosa, carbohidrato fundamental para la realización de procesos como la respiración y la alimentación de los seres vivos, y del cual se derivan sucesivamente la mayoría de los demás alimentos.

La reserva fundamental de carbono, en moléculas de CO2 que los seres vivos puedan asimilar, es la atmósfera y la hidrosfera. Este gas está en la atmósfera en una concentración de más del 0,03% y cada año aproximadamente un 5% de estas reservas de CO2 se consumen en los procesos de fotosíntesis, es decir que todo el anhídrido carbónico se renueva en la atmósfera cada 21 años.

La vuelta de CO2 a la atmósfera se hace cuando en la respiración, los seres vivos oxidan los alimentos produciendo CO2. En el conjunto de la biosfera la mayor parte de la respiración la hacen las raíces de las plantas y los organismos del suelo y no, como podría parecer, los animales más visibles.

Los productos finales de la combustión son CO2 y vapor de agua. El equilibrio en la producción y consumo de cada uno de ellos por medio de la fotosíntesis hace posible la vida.

Los vegetales verdes que contienen clorofila toman el CO2 del aire y durante la fotosíntesis liberan oxígeno, además producen el material nutritivo indispensable para los seres vivos. Como todas las plantas verdes de la tierra ejecutan ese mismo proceso diariamente, no es posible siquiera imaginar la cantidad de CO2 empleada en la fotosíntesis.

En la medida de que el CO2 es consumido por las plantas, también es remplazado por medio de la respiración de los seres vivos, por la descomposición de la materia orgánica y como producto final de combustión del petróleo, hulla, gasolina, etc.

En el ciclo del carbono participan los seres vivos y muchos fenómenos naturales como los incendios.

Los seres vivos acuáticos toman el CO2 del agua. La solubilidad de este gas en el agua es muy superior a la que tiene en el aire.

Tipos de ciclos

Ciclo biológico

Comprende los intercambios de carbono (CO2) entre los seres vivos y la atmósfera, es decir, la fotosíntesis, proceso mediante el cual el carbono queda retenido en las plantas y la respiración que lo devuelve a la atmósfera. Este ciclo es relativamente rápido, estimándose que la renovación del carbono atmosférico se produce cada 20 años.

Ciclo Biogeoquímico

Regula la transferencia de carbono entre la hidrosfera, la atmósfera y la litosfera (océanos y suelo). El CO2 atmosférico se disuelve con facilidad en agua, formando ácido carbónico que ataca los silicatos que constituyen las rocas, resultando iones de bicarbonato. Estos iones disueltos en agua alcanzan el mar, son asimilados por los animales para formar sus tejidos, y tras su muerte se depositan en los sedimentos en forma de carbonatos. El retorno a la atmósfera se produce en las erupciones volcánicas tras la fusión de las rocas que lo contienen. Este último ciclo es de larga duración, al verse implicados los mecanismos geológicos. Además, hay ocasiones en las que la materia orgánica queda sepultada sin contacto con el oxígeno que la descomponga, produciéndose así la fermentación que lo transforma en carbón, petróleo y gas natural. Luego el proceso se hace de nuevo.

Almacenamiento

El almacenamiento del carbono en los depósitos fósiles supone en la práctica una rebaja de los niveles atmosféricos de dióxido de carbono. Si éstos depósitos se liberan, como se viene haciendo a gran escala, desde la revolución industrial, con el carbón, o más recientemente con el petróleo y el gas natural, el ciclo se desplaza hacia un nuevo equilibrio en el que la cantidad de CO2 atmosférico es mayor; más aún si las posibilidades de reciclado del mismo se reducen al disminuir la masa boscosa y vegetal.

Explotación

La explotación de combustibles fósiles para sustentar las actividades industriales y de transporte (junto con la deforestación) y la combustión por incendios forestales y quema de basura,tanto natural como humana,son hoy en día una de las mayores agresiones que sufre el planeta, con las consecuencias por todos conocidas: cambio climático (por el efecto invernadero), desertificación, etc. La cuestión ha sido objeto del Convenio sobre cambio climático aprobado en Nueva York el 9 de mayo de 1992 y suscrito en la cumbre de Río (Río de Janeiro, 11 de junio de 1992).

Ciclo del carbono

El ciclo del carbono es un ciclo biogeoquímico por el cual el carbono se intercambia entre la biosfera, la litosfera, la hidrosfera y la atmósfera de la Tierra. Los conocimientos sobre esta circulación de carbono posibilitan apreciar la intervención humana en el clima y sus efectos sobre el cambio climático.

El carbono (C) es el cuarto elemento más abundante en el Universo, después del hidrógeno, el helio y el oxígeno (O). Es el pilar de la vida que conocemos. Existen básicamente dos formas de carbono: orgánica (presente en los organismos vivos y muertos, y en los descompuestos) y otra inorgánica, presente en las rocas.

En el planeta Tierra, el carbono circula a través de los océanos, de la atmósfera y de la superficie y el interior terrestre, en un gran ciclo biogeoquímico. Este ciclo puede ser dividido en dos: el ciclo lento o geológico y el ciclo rápido o biológico.

Suele considerarse que este ciclo está constituido por cuatro reservorios principales de carbono interconectados por rutas de intercambio. Los reservorios son la atmósfera, la biosfera terrestre (que, por lo general, incluye sistemas de agua dulce y material orgánico no vivo, como el carbono del suelo), los océanos (que incluyen el carbono inorgánico disuelto, los organismos marítimos y la materia no viva), y los sedimentos (que incluyen los combustibles fósiles). Los movimientos anuales de carbono entre reservorios ocurren debido a varios procesos químicos, físicos, geológicos y biológicos. El océano contiene el fondo activo más grande de carbono cerca de la superficie de la Tierra, pero la parte del océano profundo no se intercambia rápidamente con la atmósfera.

El balance global es el equilibrio entre intercambios (ingresos y pérdidas) de carbono entre los reservorios o entre una ruta del ciclo específica (por ejemplo, atmósfera - biosfera). Un examen del balance de carbono de un fondo o reservorio puede proporcionar información sobre si funcionan como una fuente o un almacén para el dióxido de carbono

Carbono en la atmósfera

El carbono existe en la atmósfera de la Tierra principalmente en forma de gas dióxido de carbono (CO2). En la atmósfera hay 750 gigatoneladas de carbono. La concentración de CO2 es de 381 ml/m³, que corresponde a una cantidad de aproximadamente 800 gigatoneladas de carbono. Es

aproximadamente el 0,001% del carbono total global. Por tanto, la atmósfera es el almacén de carbono más pequeño, y reacciona de forma más sensible a los cambios. Por el contrario, la atmósfera tiene el mayor porcentaje de circulación de carbono a causa de procesos bioquímicos.

Aunque es una parte muy pequeña de la atmósfera (aproximadamente el 0.04% en una base molar, pero está elevándose), desempeña un papel importante en el sustento de la vida. Otros gases que contienen carbono en la atmósfera son el metano y los clorofluorocarbonos (completamente antropogénicos). La concentración atmosférica total de estos gases de invernadero ha estado aumentando en décadas recientes, contribuyendo al calentamiento global.

El carbono es tomado de la atmósfera de varios modos:

* Cuando el sol brilla, las plantas realizan la fotosíntesis para convertir dióxido de carbono en carbohidratos, liberando oxígeno en el proceso. Este proceso es más prolífico en bosques relativamente nuevos, donde el crecimiento del árbol es todavía rápido.* En la superficie de los océanos, cerca de los polos, el agua del mar actúa como refrigerador y se forma más ácido carbónico cuando el CO2 se hace más soluble. Esto está conectado con la circulación termohalina del océano, que transporta el agua superficial densa al interior del océano.* En áreas superiores del océano con alta productividad biológica, los organismos convierten el carbono reducido en tejidos, y los carbonatos en partes del cuerpo duras como conchas y caparazones. Éstos compuestos son, respectivamente, oxidados (bomba de tejidos) y disueltos de nuevo (bomba de carbonato) en niveles medios del océano inferiores a donde se formaron, causando un flujo hacia abajo del carbono.* La erosión de roca de silicato. El ácido carbónico reacciona con la roca erosionada para producir iones de bicarbonato. Los iones de bicarbonato producidos son transportados al océano, donde se usan para hacer carbonatos marinos. A diferencia del CO2 disuelto en equilibrio o en los tejidos muertos, la erosión no mueve el carbono a un reservorio del cual pueda volver fácilmente a la atmósfera.

El carbono puede ser liberado a la atmósfera de muchos modos diferentes:

* Por la respiración realizada por plantas y animales. Esta es una reacción exotérmica e implica la ruptura de glucosa (u otras moléculas orgánicas) en dióxido de carbono y agua.* Por tejidos muertos de animales y vegetales. Los hongos y las bacterias dividen los compuestos de carbono de los animales muertos y las plantas, y convierten el carbono a dióxido de carbono si hay oxígeno presente, o bien a metano si no lo hay.* Por la combustión de material orgánico, que oxida el carbono que contiene, produciendo dióxido de carbono (y otros productos, como vapor de agua). Quemando combustibles fósiles como carbón, productos del petróleo y gas natural, se libera el carbono que ha sido almacenado en la geosfera durante millones de años.* Producción de cemento. El dióxido de carbono se libera cuando la piedra caliza (carbonato de calcio) se calienta para producir la cal (óxido de calcio), un componente del cemento.* En la superficie de los océanos, donde el agua es más cálida, el dióxido de carbono disuelto se libera de vuelta a la atmósfera* Las erupciones volcánicas y el metamorfismo liberan gases en la atmósfera. Los gases volcánicos son, principalmente, vapor de agua, dióxido de carbono y dióxido de azufre. El dióxido de carbono liberado es aproximadamente igual a la cantidad de silicato eliminada por erosión; ambos procesos, que son el reverso químico uno de otro, suman casi cero, y no afectan al nivel de dióxido de carbono atmosférico en escalas de tiempo menores de unos 100.000 años.* Más excepcionalmente, el carbono puede provenir del impacto de un meteorito importante sobre la Tierra. Según la violencia de este acontecimiento, la cantidad de materia expulsada y las consecuencias pueden variar considerablemente. Mientras que la actividad volcánica normal hace aumentar la tasa atmosférica de los gases de efecto de invernadero, la caída de un cuerpo pesado o una erupción excepcionalmente poderosa propagan en la alta atmósfera grandes cantidades de polvo que reducen el flujo del brillo solar, lo que provoca una disminución de la temperatura que puede ir hasta varias decenas de grados en unas semanas. Un cataclismo de este tipo es tal vez la causa de la desaparición de los dinosaurios.

Carbono en los océanos

Los océanos contienen alrededor de 36000 gigatoneladas de carbono, sobre todo en forma de ion bicarbonato. Esto corresponde al 0.05% del carbono total de la Tierra. El carbono inorgánico, sin enlaces carbono-carbono ni carbono-hidrógeno, es importante en sus reacciones dentro del agua. Este intercambio de carbono resulta de importancia para el control del pH en el océano y también puede actuar como fuente, o bien hundirse. El carbono se intercambia fácilmente entre la atmósfera y el océano. En regiones de flujo ascendente oceánico, el carbono se libera a la atmósfera. Y a la inversa, las regiones de flujo descendente transfieren el carbono (CO2) de la atmósfera al océano. Cuando el CO2 entra en el océano, se forma ácido carbónico:

CO2 + H2O ⇌ H2CO3

Esta reacción puede ser en ambos sentidos, es decir, logra un equilibrio químico.

Otra reacción importante en el control de los niveles de pH oceánicos es la liberación de iones hidrógeno y bicarbonato. Esta reacción controla los grandes cambios de pH:

H2CO3 ⇌ H+ + HCO3−

En los océanos, el bicarbonato puede combinarse con el calcio para formar piedra caliza (carbonato de calcio, CaCO3, con sílice), que precipita al suelo del océano. La piedra caliza es el reservorio más grande de carbono en el ciclo del carbono. El calcio viene de la erosión de rocas de silicato cálcico, que hace que el silicio de las rocas se combine con el oxígeno para formar arena o cuarzo (dióxido de silicio), dejando iones de calcio disponibles para formar piedra caliza.

Carbono en la biosfera

Alrededor de 1900 gigatoneladas de carbono están presentes en la biosfera. El carbono es una parte esencial de la vida en la Tierra. Desempeña un papel importante en la estructura, bioquímica y nutrición de todas las células vivas.

Los autótrofos son organismos que producen sus propios compuestos orgánicos usando el dióxido de carbono del aire o el agua en la cual viven. Para hacer esto necesitan una fuente externa de energía. Casi todos los autótrofos usan la radiación solar como fuente energía, y su proceso de producción se llama fotosíntesis. Un pequeño número de autótrofos explota fuentes de energía químicas en un proceso llamado quimiosíntesis. Los autótrofos más importantes para el ciclo del carbono son los árboles de los bosques y el fitoplacton de los océanos. La fotosíntesis sigue la reacción: 6CO2 + 6H2O → C6H12O6 + 6O2

El carbono se transfiere dentro de la biosfera cuando los heterótrofos se alimentan de otros organismos o de sus partes (por ejemplo, frutas). Esto incluye el consumo de material orgánico muerto (detritos) por hongos y bacterias para su fermentación o putrefacción.

La mayor parte del carbono deja la biosfera mediante la respiración. Cuando el oxígeno está presente, se produce la respiración aeróbica, que libera el dióxido de carbono en el aire circundante o el agua, siguiendo la reacción: C6H12O6 + 6O2 → 6CO2 + 6H2O. Por otra parte, en ausencia de oxígeno, la respiración anaerobia libera metano en el ambiente circundante, que finalmente sigue su camino hacia la atmósfera o la hidrosfera (por ejemplo, el gas de los pantanos o el de las flatulencias).

La combustión de biomasa (como fuegos forestales, madera usada para la calefacción y cualquier otra materia orgánica) también puede transferir cantidades sustanciales de carbono a la atmósfera.

Queda mucho por aprender sobre el ciclo del carbono en el océano profundo. Por ejemplo, un descubrimiento reciente es que las casas mucosas de las larváceas (comúnmente conocidas como "plomos") se crean en tal cantidad que pueden proporcionar tanto carbono al océano profundo como el que es descubierto por las trampas de sedimento. A causa de su tamaño y composición, estas casas (dos filtros mucosos donde vive la larvácea) son raramente recogidas en tales trampas, por lo que la mayor parte de los análisis de biogeoquímicos no las han tenido en cuenta erróneamente.

El almacenamiento de carbono en la biosfera está bajo la influencia de varios procesos en escalas de tiempo diferentes: mientras la productividad primaria neta sigue un ciclo diurno y estacional, el carbono puede ser almacenado hasta varios cientos de años en los árboles y hasta miles de años en los suelos. Los cambios de estos fondos de carbono a largo plazo (por ejemplo por repoblación forestal o por cambios relacionados con la temperatura en la respiración del suelo) pueden afectar así al cambio climático global.

Ciclo geológico del carbono

El ciclo geológico del carbono, que opera a una escala de millones de años, está integrado en la propia estructura del planeta y se puso en marcha hace aproximadamente 4,55 miles de millones de años, cuando se formó el Sistema Solar y la Tierra. Su origen fueron los planetesimales (pequeños cuerpos que se habían formado a partir de la nebulosa solar) y los meteoritos portadores de carbono que chocaron con la Tierra.

Más del 99% del carbono terrestre está contenido en la litosfera, siendo la mayoría carbono inorgánico, almacenado en rocas sedimentarias como las rocas calizas. El carbono orgánico contenido en la litosfera está almacenado en depósitos de combustibles fósiles.

En una escala geológica, existe un ciclo entre la corteza terrestre (litosfera), los océanos (hidrosfera) y la atmósfera. El dióxido de carbono (CO2) de la atmósfera, combinado con el agua, forma el ácido carbónico, el cual reacciona lentamente con el calcio y con el magnesio de la corteza terrestre, formando carbonatos. A través de los procesos de erosión (lluvia, viento), estos carbonatos son arrastrados a los océanos, donde se acumulan en su lecho en capas, o son asimilados por organismos marinos que, eventualmente, después de muertos, también se depositan en el fondo del mar. Estos sedimentos se van acumulando a lo largo de miles de años, formando rocas calizas.

El ciclo continúa cuando las rocas sedimentarias del lecho marino son arrastradas hacia el manto de la Tierra por un proceso de subducción (proceso por el cuál una placa tectónica desciende por debajo de otra). Así, las rocas sedimentarias están sometidas a grandes presiones y temperaturas debajo de la superficie de la Tierra, derritiéndose y reaccionando con otros minerales, liberando CO2. El CO2 es devuelto a la atmósfera a través de las erupciones volcánicas y otro tipo de actividades volcánicas, completándose así el ciclo.

Los balances entre los diversos procesos del ciclo del carbono geológico han controlado la concentración de CO2 presente en la atmósfera a lo largo de millones de años. Los más antiguos sedimentos geológicos, datados en épocas anteriores al desarrollo de la vida en la Tierra, apuntan concentraciones de CO2 atmosférico cien veces superiores a las actuales, proporcionando un fuerte efecto invernadero. Por otro lado, las mediciones de los núcleos de hielo retirados de la Antártida y Groenlandia, permiten estimar que durante la última era glaciar las concentraciones de CO2 eran aproximadamente la mitad que en la actualidad (en 2005 de 379,1 ppmv de CO2).

Para el carbono orgánico, cuyo origen es la materia orgánica no totalmente descompuesta en ausencia de oxígeno, que dio origen a la hulla, el petróleo y el gas natural, cualquier cambio significativo entre los diversos depósitos afecta también a una escala geológica. Esto fue así hasta hace unos 200 años, con el inicio de la Revolución Industrial y la explotación y utilización (combustión) a gran escala de los combustibles fósiles, que empezó a liberar a la atmósfera el carbono de estos depósitos en forma de CO2.

Ciclo biológico del carbono

El ciclo biológico del carbono es relativamente rápido: se estima que la renovación del carbono atmosférico ocurre cada 20 años. En ausencia de la influencia antropogénica (causada por el hombre), en el ciclo biológico existen tres depósitos o “stocks”: terrestre (20000 Gt), atmósfera (750 Gt) y océanos (40000 Gt). Este ciclo desempeña un papel importante en los flujos de carbono entre los diversos depósitos, a través de los procesos de fotosíntesis y respiración.

Mediante la fotosíntesis, las plantas absorben la energía solar y el CO2 de la atmósfera, produciendo oxígeno e hidratos de carbono (azúcares como la glucosa), que sirven de base para el crecimiento de las plantas. Los animales y las plantas utilizan los carbohidratos en el proceso de respiración, usando la energía contenida en los carbohidratos y emitiendo CO2. Junto con la descomposición orgánica (forma de respiración de las bacterias y hongos), la respiración devuelve el carbono, biológicamente fijado en los reservorios terrestres (los tejidos de biota, el permafrost del suelo y la turba), a la atmósfera.

Las ecuaciones químicas que rigen estos dos procesos son:

Fotosíntesis: 6CO2 + 6H2 + energía (luz solar) -> C6H12O6 + 6O2

Respiración: C6H12O6 (materia orgánica) + 6O2 -> 6CO2 + 6H2 + energía

Es posible verificar que el mayor cambio entre el depósito terrestre y el atmosférico resulta de los procesos de fotosíntesis y respiración. Los días de primavera y verano, las plantas absorben luz solar y CO2 de la atmósfera y, paralelamente, los animales, plantas y microbios, a través de la respiración, devuelven el CO2. Cuando la temperatura o la humedad es mucho más baja, por ejemplo en invierno o en los desiertos, la fotosíntesis y la respiración se reduce o cesa, así como el flujo de carbono entre la superficie terrestre y la atmósfera.

Debido a la declinación de la Tierra y a la desigual distribución de la vegetación en los hemisferios, existe una flotación a lo largo del año que es visible en los diversos gráficos de variación de concentración anual del CO2, como por ejemplo en la curva de Keeling. En 1958, el científico Charles David Keeling (oceanógrafo del Scripps Institute of Oceanography), puso en marcha una serie de experiencias en el monte Mauna Loa, Hawaii, que le permitieron medir, con bastante precisión, la concentración de CO2 en la atmósfera.

A pesar de que el reservorio atmosférico de carbono es el menor de los tres (con cerca de 750 Gt de carbono), este depósito determina la concentración de CO2 en la atmósfera, cuya concentración puede influenciar el clima terrestre. Además, los flujos anuales entre la reserva atmosférica y las otras dos reservas (océanos y terrestre) son muy sensibles a los cambios.

Los océanos representan el mayor depósito de los tres, cincuenta veces mayor que la reversa atmosférica. Existen traspasos entre estos dos depósitos a través de procesos químicos que establecen un equilibrio entre las capas superficiales de los océanos y las concentraciones en el aire superficial. La cantidad de CO2 que el océano absorbe depende de la temperatura del mismo y de la concentración ya presente. Temperaturas bajas de la superficie del océano potencian una mayor absorción del CO2 atmosférico, mientras que temperaturas más cálidas pueden causar la emisión de CO2.

Los flujos, sin interferencias antropogénicas, son aproximadamente equivalentes, con una lenta variación a escala geológica. La vida en los océanos consume grandes cantidades de CO2, pero el ciclo entre la fotosíntesis y la respiración se desarrolla mucho más rápidamente. El fitoplancton es consumido por el zooplancton en sólo algunos días, y sólo pequeñas cantidades de carbono son acumuladas en el fondo del mar, cuando las conchas del zooplancton, compuestas de carbonato de calcio, se depositan en el fondo

tras su muerte. Después de un largo periodo de tiempo, este efecto representa una significativa remoción de carbono de la atmósfera.

Otro proceso intermedio del ciclo biológico que provoca remoción de carbono de la atmósfera, ocurre cuando la fotosíntesis excede la respiración y, lentamente, la materia orgánica forma depósitos de sedimentos que, en ausencia de oxígeno y a lo largo de millones de años, se transforman en combustibles fósiles.

Los incendios (naturales) son un otro elemento del ciclo rápido que añaden CO2 a la atmósfera al consumir la biomasa y materia orgánica, y al provocar la muerte de plantas que acaban por descomponerse y formar también CO2.

Influencia humana en el ciclo del carbono

El almacenamiento de carbono en depósitos fósiles supone, en la práctica, una disminución de los niveles atmosféricos de dióxido de carbono. Estos depósitos se estiman entre 4000 y 10000 Gt, y no figuran en el ciclo rápido del carbono. Sin embargo, las actividades antropogénicas (humanas), sobre todo la quema de combustibles fósiles y la deforestación, están incorporando nuevos flujos de carbono en el ciclo biológico provenientes de estos depósitos, con una influencia significativa en el ciclo global del carbono.

Estas actividades humanas transfieren más CO2 a la atmósfera del que es posible remover naturalmente a través de la sedimentación del carbono, causando así un aumento de las concentraciones atmosféricas de CO2 en un corto periodo de tiempo (cientos de años). Esta influencia humana, iniciada sobre todo hace 200 años, cuando la concentración de CO2 atmosférico se situaba en los 280 ppmv (0,028% de la composición global de la atmósfera), provocó un aumento significativo de la concentración de CO2, habiendo actualmente sobrepasado los 380 ppmv (más de un 30% en sólo 200 años). Estos valores sitúan la concentración actual como la más elevada de los últimos 650000 años y quizás superior a la registrada hace 20 millones de años atrás.

No todo el CO2 emitido antropogenicamente queda retenido en la atmósfera. La tasa anual de emisiones antropogénicas durante la década de los 90 se situó, en promedio, en 6,3 Gt. Sin embargo, en el mismo periodo, la concentración de CO2 atmosférico aumentó, en promedio, 3,2 Gt por año. Esto se debe, en parte, al aumento de la difusión de CO2 en los océanos, que habían pasado a absorber cerca de 1,7 Gt por año de las 6,3 Gt emitidas. Las restantes 1,4 Gt por año se estiman que están relacionadas con procesos en la superficie de la tierra. Esta última parcela tiene dos componentes: la alteración de la utilización de los suelos, sobre todo la deforestación, que reduce la tasa de absorción de CO2 en el suelo; y otra, todavía en estudio, que puede tener diferentes orígenes, entre las cuales se encuentra el aumento de la tasa de absorción de las plantas correspondiente a un aumento de la concentración atmosférica de CO2.

Otro escenario posible es el recrecimiento de los bosques en el Hemisferio Norte (en especial del bosque Boreal), que sufrió deforestación en el siglo pasado. Sin embargo, todavía está por determinar su influencia, siendo necesaria mayor investigación científica para obtener nuevos datos que expliquen mejor el fenómeno.

A pesar de las incertidumbres, puede obtenerse una conclusión importante y cuantificable: las actividades humanas influencian el ciclo global del carbono. Al retirar carbono almacenado en los depósitos de combustibles fósiles a una tasa muy superior a la de la absorción del carbono por el ciclo, las actividades humanas están potenciando el aumento de las concentraciones de CO2 en la atmósfera y, muy probablemente, afectando al sistema climático global.

Según el Panel Intergubernamental para las Alteraciones Climáticas de Naciones Unidas (IPCC), existen diversos escenarios de aumento de la temperatura del aire de la superficie terrestre hasta 2090-2099, en relación a 1990-1999, apuntando a un escenario bajo de aumento de 1,8ºC y un escenario alto de 4,0ºC.

Otra conclusión significativa que puede ser obtenida del análisis del ciclo global del carbono es el elevado potencial de algunos bosques para capturar el carbono atmosférico, tanto en el manto vegetal como en la materia orgánica del suelo, lo que aumenta la importancia de la manutención de ecosistemas con grandes cantidades de biomasa y suelos estables, con el objetivo de que ciertos bosques se vuelvan sumideros de carbono a mediano/largo plazo y otros no se vuelvan "fuentes" de carbono.

Las consecuencias de la quema de combustibles fósiles (cambios climáticos, efecto invernadero y desertificación) fueron objeto de un convenio aprobado en Nueva York el 9 de mayo de 1992, y suscrito en Rio de Janeiro (Brasil), por diversos países, el 11 de Junio de 1992, durante la Conferencia de Naciones Unidas para el Medio Ambiente y el Desarrollo) que culminó en el Protocolo de Kyoto.

Captura del carbono

Capital natural: Reflorestación

Una de las funciones más importantes del ecosistema, relacionada con el ciclo del carbono, es la captura del CO2 por diferentes elementos que componen la biosfera. El aumento de las emisiones antropogénicas de CO2 está empezando a ser absorbido por la atmósfera, por los océanos y por los bosques y otras especies vegetales. El aumento del CO2 en la atmósfera provoca un aumento del efecto invernadero, originando alteraciones climáticas. Con el aumento del CO2 atmosférico también aumenta la absorción de los océanos, provocando la acidificación de los océanos, y eventuales efectos en los ecosistemas marítimos (corales, peces, etc). La última parte es absorbida por los bosques (biomasa), que pueden ser utilizados como sumidero de carbono (a través de la fotosíntesis).

A través de estrategias de reflorestación sería posible disminuir las actuales concentraciones de CO2 en la atmósfera, que ya sobrepasaron las 370 ppmv, hasta niveles pre-Revolución Industrial, es decir, cerca de las 280 ppmv. Sin embargo, aún maximizando las actividades de reflorestación en los próximos 50 años, sólo sería posible reducir cerca de 15-30 ppm (IPCC 2000). De esta forma, la reducción de las concentraciones de CO2 atmosférico deben ser complementadas también con un servicio de capital humano: sistemas de captura y almacenamiento de CO2 (CCAC). Este tipo de servicios pueden ser considerados como una solución de sostenibilidad fuerte, cuando están destinados a anular efectos de emisiones de CO2 de todos los sectores antropogénicos. Sólo en caso de que estén destinados a sustituir los efectos causados por la reducción del capital natural (desflorestación, incendios, eliminación de prados, etc), por acción humana, puede ser considerado como sostenibilidad débil.

Capital Humano: Sistemas de Captura y Almacenamiento de CO2 (CAC)

EL CAC consiste en la separación del CO2 emitido por las industrias, en su transporte hasta el local de almacenamiento y en su depósito a largo plazo. Las centrales eléctricas y otros procesos industriales a gran escala son los principales candidatos para este sistema.Actualmente no existe una solución tecnológica única para este tipo de sistemas, estando prevista una cartera de opciones tecnológicas que se adaptarán dependiendo de las situaciones.

La tecnología actual permitiría capturar entre el 80-90% del CO2 producido en una central eléctrica, pero provocaría un aumento de la producción de CO2 debido a la reducción de la eficiencia (existe un aumento de la energía necesaria, entre un 10% y un 40%, para poder implementar el proceso de CAC).

El proceso de CAC está constituido por las siguientes fases: captura, transporte y almacenamiento (depósito).

Captura

Existen tres tecnologías principales de captura:

Post-combustión

Consiste en la remoción del CO2 después de la quema de combustibles fósiles, sistema ideal para la aplicación en centrales termoeléctricas. Esta tecnología es el primer paso para la captura de CO2 a gran escala, siendo ya económicamente viable en algunos casos específicos.

Normalmente, estos sistemas utilizan un solvente líquido para captar la pequeña fracción de CO2 (entre un 3% y un 15% del volumen) presente en los gases de combustión, cuyo componente principal es el nitrógeno. En una central eléctrica moderna de pulverización de hulla o de ciclo combinado de gas natural, los sistemas de captación utilizarían generalmente un solvente orgánico como la monoetanolamina. Este proceso se conoce como "lavado". La solución química resultante es, más tarde, calentada y la presión reducida, liberando CO2 concentrado, el cual será posteriormente almacenado.

Pre-combustión

Consiste en retirar el CO2 de los combustibles antes de la quema. Esta tecnología ya es aplicada de forma generalizada en la fabricación de fertilizantes y en la producción de hidrógeno (H2). A pesar de que el proceso inicial de retirar el carbono antes de la combustión es más complejo y caro, las concentraciones más altas de CO2 y la presión más elevada facilitan la separación.

En el caso del gas natural, esencialmente metano (CH4), se extrae el carbono antes de la combustión, quedando el hidrógeno, que produce sólo agua cuando se quema. Esto hace reaccionar de nuevo el combustible con oxígeno y/o vapor de agua para producir monóxido de carbono (CO) y H2. Luego, el CO reacciona con más vapor, para producir CO2 y más hidrógeno. Por último, el CO2 se separa y el hidrógeno se usa como combustible, emitiendo sólo nitrógeno y agua.

Oxígeno-gas

Estos sistemas utilizan el oxígeno en vez del aire, que está mayoritariamente compuesto por nitrógeno (78%), para la combustión del combustible primario, con el objetivo de producir un gas de combustión compuesto sobre todo por agua y CO2. Esto da origen a un gas de combustión con altas concentraciones de CO2 (superior al 80% del volumen) ya que no existe nitrógeno en este proceso. Posteriormente, el vapor de agua se retira por ralentización y aumento de la presión.

Este proceso requiere una separación previa del oxígeno del aire para obtener un gas con una pureza del 95% al 99%. El desafío es como separar el oxígeno del resto del aire. Las estrategias son semejantes a las usadas para separar CO2. El aire puede ser enfriado,

para que el oxígeno se licue. Las membranas por donde pasa oxígeno y nitrógeno a diferentes tasas pueden provocar la separación. Hay también materiales que absorben el nitrógeno, separándolo del oxigénio.

La aplicación de estos sistemas en calderas está actualmente en fase de demostración y su aplicación en sistemas de turbinas todavía están en fase de investigación.

Transporte

Para el transporte del CO2 capturado entre el local de captura y el de almacenamiento, se utiliza actualmente una tecnología bastante desarrollada y comprobada: los gaseoductos. Por regla general, el CO2 gaseoso se comprime a una presión superior a los 8 MPA, con el objetivo de evitar regímenes de flujo de dos fases y aumentar la densidad, reduciendo así costes de transporte.

En algunos casos el CO2 también puede ser transportado en forma líquida en barcos o camiones cisterna a bajas temperaturas y presiones.

Ambos métodos ya se usan para el transporte de CO2 en otras aplicaciones industriales.

Almacenamiento (depósito)

Almacenamiento geológico

El almacenamiento geológico consiste en la inyección, tras la captura del CO2, en una formación rocosa subterránea. Las principales opciones son:

• Yacimientos de petróleo y gas: las formaciones rocosas que retienen o que ya retuvieron fluidos son candidatos potenciales para el almacenamiento. La inyección de CO2 en las formaciones geológicas profundas integra muchas de las tecnologías desarrolladas en la industria de la prospección de petróleo y gas, por lo que la tecnología de inyección, simulación, control y vigilancia del almacenamiento ya existe y continúa siendo perfeccionada.

• Formaciones salinas: a semejanza de los yacimientos de petróleo y gas, es posible también inyectar CO2 en yacimientos de sal.

• Capas de hulla inexploradas: es posible la inyección en capas de hulla que todavía no han sido exploradas, dependiendo siempre de su permeabilidad. Estos mecanismos están en fase de demostración.

Almacenamiento oceánico

El almacenamiento oceánico puede ser realizado de dos formas:

• Inyección y disolución del CO2 en el océano (a una profundidad de más de 1000 metros), mediante gaseoductos fijos o en barcos.

• Deposición del CO2 en el fondo del océano a través de un gaseoducto fijo o de una plataforma marítima a más de 3000 metros de profundidad), donde el agua es más densa y se espera que el CO2 forme un lago.

El almacenamiento oceánico y su impacto ecológico están por analizar, pudiendo existir problemas de acidificación de los océanos, siendo una de las alternativas posibles pero que genera todavía muchas dudas técnicas y de viabilidad ambiental.

Carbonatación mineral

La reacción del CO2 con óxidos metálicos, que abundan en minerales silicatos (como el óxido de magnesio (MgO) o el óxido de calcio (CaO)) o en detritos industriales (como escoria y cenizas de acero inoxidable), produce, a través de reacciones químicas, carbonatos inorgánicos estables. La reacción natural es muy lenta y debe ser mejorada a través de tratamientos previos de los minerales, que requieren mucha energía. Esta tecnología está en fase de investigación, pero en ciertas aplicaciones, como la de los detritos industriales, ya se encuentra en fase de demostración.

Usos industriales

Esta opción consiste en el consumo de CO2 de forma directa como materia prima para la producción de diversas sustancias químicas que contienen carbono. Sin embargo, debido a la baja tasa de retención de la mayor parte de los productos, y a la inexistencia de datos que permitan concluir si el balance final de muchas aplicaciones industriales es negativo o positivo, este mecanismo se encuentra en fase de estudio y se prevé que su contribución no sea muy elevada.

Costos de la captura y almacenamiento de carbono

Varias de las tecnologías de captura y almacenamiento de carbono están actualmente en fase de desarrollo y demostración, mientras otras siguen investigándose, por lo que sus costes son todavía relativamente altos, aunque con la evolución tecnológica tienden a disminuir. En casi todos los sistemas de captura y almacenamiento, los costes de captura (incluyendo la compresión) representan el mayor porcentaje de coste (cerca de tres cuartas partes).

A continuación se muestra una tabla con el coste (en dólares por tonelada) de varios componentes del sistema de captura y almacenamiento:

Componente Coste

Captura del CO2 emitido en una central eléctrica a gas 15-75 US$/t CO2 capturado

Captura del CO2 emitido en la producción de H2 (de gas natural) 5-55 US$/t CO2 capturado

Captura del CO2 emitido por otras fuentes industriales 25-115 US$/t CO2 captado

Transporte 1-8 US$/t CO2 transportado

Almacenamiento geológico 0,5-8 US$/t CO2 inyectado

Almacenamiento geológico: vigilancia y verificación 0,1-0,3 US$/t CO2 inyectado

Almacenamiento oceánico 5-30 US$/t CO2 inyectado

Carbonatación mineral 50-100 US$/t CO 2 mineralizado

En una central con un sistema de captura y almacenamiento de carbono, la necesidad de aumento del consumo energético (entre un 11% y un 22% mayor) implica un aumento de la producción de CO2 y en los costes del kWh producido en la central. Comparando una central convencional de gas natural de ciclo combinado con un sistema de captura y recuperación de petróleo, los costes varían entre el 19% y el 63%.

Sistema de central eléctrica Ciclo combinado de gas natural

Sin captura (referencia) 0,03 - 0,05 US$/k Wh

Con captura y almacenamiento geológico 0,04 - 0,08 US$/k Wh

Con captura y recuperación de petróleo 0,04 - 0,07 US$/k Wh

Los costes por tonelada de CO2 evitado varían sustancialmente tanto con el tipo de instalación de producción como con el tipo de sistema de captura y almacenamiento implementado. Sin embargo, tomando como referencia una central de ciclo combinado de gas natural, estos costes se sitúan entre los 40-90 US$/t de CO2 evitado, aunque en algunos casos pueden sobrepasar los 200 $/t.

Central eléctrica de carbón pulverizado

Central eléctrica de ciclo combinado de gas natural

Central eléctrica de ciclo combinado con gasificación de carbón integrada

Coste de mitigación (US$/t de CO2 evitado) en central eléctrica con captura y almacenamiento geológico

30-71 38-91 14-53

Coste de mitigación (US$/t de CO2 evitado) en central eléctrica con captura y recuperación de petróleo

9-44 19-68 0

Capacidades de almacenamiento

Las capacidades indicadas en la siguiente tabla son valores teóricos, con menor margen error para los yacimientos de petróleo, pero por regla general todavía no existen estudios científicos suficientes para tener números más precisos, y las probabilidades y niveles de confianza asociados.

Tipo de depósito Estimación inferior de la capacidad de almacenamiento (Gt de CO2)

Estimación superior de la capacidad de almacenamiento(Gt de CO2)

Yacimientos de petróleo y gas

675 * 900 *

Capas de hulla no exploradas

3-15 200

Formaciones salinas profundas

1000 10000

* Estos datos pueden aumentar en un 25% si se incluyen los yacimientos de petróleo aún no descubiertos.

En términos de potencial técnico, se estima que la capacidad mínima de almacenamiento geológico del CO2 ronda las 2000 Gt de CO2 (545 Gt de C). Otras opciones de almacenamiento como los océanos, que pueden representar varios miles de Gt, podrán ser tenidas en cuenta en caso de que las eventuales implicaciones ambientales sean significativamente reducidas, pero aún no existen datos suficientes que lo demuestren.

En la mayor parte de los escenarios de estabilización de las concentraciones atmosféricas de gases con efecto invernadero de entre 450 y 750 ppmv de CO2, el potencial económico de los sistemas de captura y almacenamiento (disminución de gases alcanzable de forma rentable en comparación con una opción especifica y teniendo en cuenta las circunstancias actuales) ascendería progresivamente desde las 220 Gt hasta las 2200 Gt de CO2 (entre 60 y 600 Gt de C), lo que significa una contribución de entre un 15% y un 55% del esfuerzo mundial de mitigación acumulativa hasta el 2100.

Para que los sistemas CAC pueda alcanzar este potencial económico serán necesarios algunos miles de instalaciones equipadas con estos sistemas y cada uno de ellos tendría que capturar entre 1 a 5 Mt de CO2 por año.

Consumo energético e impacto ambiental de la captura y almacenamiento de carbono

La implementación de sistemas de captura y almacenamiento de carbono implica un aumento de la producción de CO2. Esto se debe a la pérdida de eficiencia de la central debido al aumento del consumo energético necesario para las fases de captación, transporte y almacenamiento del CO2.

Los valores de aumento de consumo de combustible por kWh producido para instalaciones existentes que capturen cerca del 90% del CO2 producido, varían entre el 11% y el 40% (según la tecnología). Sin embargo, estos valores son esencialmente para instalaciones ya existentes. Para instalaciones de captura piloto, se estima que la energía térmica adicional por cada tonelada de CO2 capturado ronda los 2 GJ (una reducción en la eficiencia de entre un 15% y un 25%).

Riesgos ambientales y humanos en la captura

- Aumento de las emisiones de algunos contaminantes, como CO y NOx, que no son capturados en el proceso.

- Riesgos eventuales para la salud humana por la presencia de CO2 en grandes concentraciones, o en estado sólido (bajas temperaturas: posibles quemaduras en derrames accidentales).

Riesgos ambientales y humanos en el transporte

- El transporte por gaseoducto no presenta problemas superiores a los que ya se afrontan para el transporte de gases como el gas natural. Existe siempre un eventual riesgo de fuga o reventón, pero sin el problema de la inflamación. - Para el transporte vía terrestre o marítima, la situación es semejante al transporte de otro tipo de gases industriales, existiendo siempre una posibilidad relativamente pequeña de riesgo de accidentes y eventuales derramamientos de CO2, cuyas consecuencias están por estudiar, pero que pueden eventualmente causar asfixia.

Riesgos ambientales y humanos en el almacenamiento

Existen dos categorías de riesgos:

- Riesgos mundiales: si hubiera una fuga considerable en un depósito de CO2, esto podría contribuir significativamente en las alteraciones climáticas.

- Riesgos locales: fugas por fallos en los pozos, que pueden afectar a los trabajadores locales y a los equipos de reparación de fugas. O bien fugas por fallas geológicas no detectadas, creando una eventual contaminación de los acuíferos y acidificación de los suelos.

Para el caso del almacenamiento oceánico, el riesgo es bastante más elevado, teniendo en cuenta la falta de información disponible en cuanto a los efectos del aumento de la concentración de CO2 (acidificación) en los ecosistemas marítimos.

Caso de estudio: Proyecto CASTOR

El Proyecto CASTOR integra tres componentes de I+D: Captura de Carbono, Reducción en las emisiones europeas en un 10% y análisis de la eficacia y los riesgos del almacenamiento.

Captura

- Sistema de captura: post-combustión en instalación de producción de energía eléctrica de carbón en Esbjerg (Dinamarca).

- Energía térmica consumida en el proceso: 2,0 GJ/t de CO2, a una tasa del 90% de captura.

- Coste por tonelada de CO2 capturada: 20 a 30 €.

- Reducción de la eficiencia de la instalación: entre un 15% y un 25%.

- Aumento en los costes de la energía: cerca del 50%.

- Capacidad de captura: 1 tonelada de CO2 por hora.

El área de la instalación no aumentó significativamente debido al sistema de captura.

El ciclo global del carbono

 

Víctor J. Jaramillo*

 

INTRODUCCIÓN

 

EL CARBONO (C) ES UN elemento fundamental de los compuestos orgánicos, en los que se combina con nitrógeno, fósforo, azufre, oxígeno e hidrógeno para constituir las moléculas más importantes para la vida. Como sucede con todos los elementos, la disponibilidad de C no es infinita en el planeta y, por tanto, el C circula entre la materia orgánica y el ambiente físico-químico de manera constante. El movimiento del C ocurre a diferentes escalas espacio-temporales, que van desde el nivel molecular, pasando por el organísmico hasta el global. El C, en su unión molecular con el oxígeno, constituye el bióxido de carbono (CO2), gas resultante de procesos tanto geoquímicos como biológicos, y cuya presencia en la atmósfera es fundamental en la regulación de la temperatura del planeta debido a sus propiedades como gas de invernadero (ver el capítulo ¿Qué es el efecto invernadero?, de R. Garduño, en esta sección).

El bióxido de carbono ha sido un componente importante de nuestra atmósfera desde hace miles de millones de años, cuando la gran actividad volcánica del planeta lo lanzaba a la atmósfera. La atmósfera primitiva era más rica en bióxido de carbono- aproximadamente una concentración de 3% contra 0.036% en la actualidad- y evitaba la salida de la radiación, produciendo, junto con el vapor de agua, un calentamiento global en el planeta (Lovelock, 1988). La importancia del CO2 y el vapor de agua en la atmósfera para la regulación de la temperatura del planeta es tal que sin su presencia la temperatura promedio actual del planeta sería aproximadamente 33oC más fría y, por lo tanto, el planeta estaría congelado (Schlesinger 1997).

 

EL FLUJO DE CARBONO

 

Las plantas superiores adquieren el bióxido de carbono (CO2) atmosférico por difusión a través de pequeñísimos poros de las hojas conocidos como estomas, y es transportado a los sitios donde se lleva a cabo la fotosíntesis. Cierta cantidad de este CO2 regresa a la atmósfera, pero la cantidad que se fija y se convierte en carbohidratos durante la fotosíntesis se conoce como producción primaria bruta (PPB).

Ésta se ha estimado globalmente en 120 PgC/año (1 Pg [Petagramo] = 1015 g; figura 1). La mitad de la PPB (60 PgC/ año) se incorpora en los tejidos vegetales, como hojas, raíces y tejido leñoso, y la otra mitad regresa a la atmósfera como CO2 debido a la respiración autotrófica (respiración de los tejidos vegetales, Ra). El crecimiento anual de las plantas es el resultado de la diferencia

entre el carbono fijado y el respirado. Se le conoce como producción primaria neta (PPN) y en el nivel global se ha estimado en 60 PgC/año. Eventualmente, en el transcurso de pocos a muchos años, casi todo el C fijado por vía de la PPN regresa a la atmósfera por medio de dos procesos: la respiración heterótrofa (Rh), que incluye a los descomponedores de la materia orgánica (bacterias y hongos que se alimentan de tejidos muertos y de exudados) y a los herbívoros; y por la combustión en los fuegos naturales o antropogénicos. Gran parte de la biomasa muerta se incorpora al detritus y a la materia orgánica del suelo, donde es “respirada” a diferentes velocidades dependiendo de sus características químicas. Se producen así almacenes de C en el suelo que regresan el C a la atmósfera en diferentes periodos. La diferencia entre la fijación de C por la PPN y las pérdidas por la Rh, en ausencia de otras perturbaciones que producen pérdidas de carbono (p. ej. el fuego o la cosecha), se conoce como la producción neta del ecosistema (PNE). Y cuando todas las pérdidas de C se contabilizan, tales como el fuego, la cosecha o la remoción, el transporte por los ríos a los océanos y la erosión, lo que queda es el C que acumula efectivamente la biosfera nivel global, y que se conoce como la producción neta del bioma (PNB). Ésta se ha calculado en 0.2 + 0.7 PgC/año para la década de los ochenta, y en 1.4 + 0.7 PgC/año para la de los noventa.

 

 

Figura 1. El ciclo global del carbono en la actualidad. Los almacenes están expresados en Pg C y los flujos en Pg C/año. PPB = producción primaria bruta; Ra = respiración autótrofa; Rh = respiración heterótrofa; COD = carbono orgánico disuelto; CID = carbono inorgánico disuelto. Fuente: Esquema modificado de Schlesinger 1997, y actualizado con información de IPCC 2001.

¿Qué procesos regulan la concentración de CO2 en la atmósfera? Se considera que existen dos mecanismos generales que operan de manera conjunta pero en escalas diferentes de tiempo. En el largo plazo (cientos de millones de años), el ciclo geoquímico del Carbonato-Silicato opera como regulador de dicha concentración. En este ciclo, el CO2 atmosférico se disuelve en el agua de lluvia y forma ácido carbónico que reacciona con los minerales expuestos sobre la superficie terrestre, generando lo que se conoce como intemperismo de la roca. Los ríos acarrean los productos disueltos al océano. En el océano se forma el carbonato de calcio; éste se deposita en los sedimentos marinos que por el proceso de subducción entran a la corteza baja de la Tierra. En este proceso se reincorporan elementos a los minerales primarios de las rocas y el carbono regresa a la atmósfera como CO2 por las emisiones

volcánicas e hidrotermales. Este ciclo geoquímico ha ayudado a mantener la concentración del CO2 atmosférico por debajo de 1% durante los últimos 100 millones de años; sin embargo, los flujos de carbono anuales son relativamente pequeños.

La aparición de la vida sobrepuso al ciclo geoquímico un ciclo biogeoquímico de corto plazo. En éste dominan dos grandes transferencias anuales de C: el flujo de CO2 de la atmósfera a las plantas como resultado de la fotosíntesis, y el regreso de CO2 a la atmósfera como resultado de la descomposición de la materia orgánica. En los periodos de la historia de la Tierra en los que la producción de materia orgánica ha excedido a su descomposición, el C orgánico se ha acumulado en los sedimentos geológicos.

La magnitud de estos flujos es tal que ha sido posible detectarlos mediante las variaciones estacionales de las concentraciones atmosféricas de CO2, particularmente en el Hemisferio Norte debido a su mayor masa continental en comparación con el Hemisferio Sur.

Otro componente natural del ciclo del carbono lo constituye el metano (CH4). Este gas es, después del bióxido de carbono, el compuesto de carbono más abundante en la atmósfera (Schlesinger, 1997). Se produce por la fermentación de la materia orgánica en condiciones anaeróbicas, tal como ocurre, por ejemplo, en los humedales, los sedimentos lacustres y en el aparato digestivo de los rumiantes y las termitas. La concentración de metano muestra variaciones latitudinales es mayor en el Hemisferio Norte que en el Sur †y fuertes oscilaciones estacionales. Tiene una capacidad de absorción de radiación infrarroja 20 veces mayor por molécula que el bióxido de carbono (Silver y DeFries, 1990), por lo que el aumento de la concentración de este gas en la troposfera tiene también el potencial para contribuir de manera significativa a un cambio climático global (ver el capítulo Los gases regulados por la Convención Marco de las Naciones Unidas sobre el Cambio Climático, de D. H. Cuatecontzi y Jorge Gassca, en esta sección).

 

PERTURBACIONES AL CICLO Y EL BALANCE GLOBAL ACTUAL

 

Las perturbaciones al ciclo global del carbono se enmarcan dentro de un contexto más amplio reconocido como «el cambio ambiental global», que amenaza de diversas formas el funcionamiento del planeta e incluye varios fenómenos y procesos íntimamente relacionados. Un cambio global se define a partir de dos tipos de fenómenos: a) aquel que altera las capas de fluídos del sistema de la Tierra (la atmósfera o los océanos), y que, por lo tanto, es experimentado a escala planetaria, y b) aquel que ocurre en sitios discretos pero tan ampliamente distribuidos que constituye un cambio global (Vitousek 1992). Como ejemplos del primero tenemos el cambio en la composición de la atmósfera (p. ej. aumentos en la concentración de bióxido de carbono y de metano), el cambio climático, la destrucción de la capa de ozono en la estratosfera y el aumento de la incidencia de radiación ultravioleta. Dentro del segundo tipo están la pérdida de la biodiversidad, el cambio en el uso del suelo (p. ej. la destrucción de los bosques para uso agropecuario), los cambios en la química atmosférica (p. ej. la lluvia ácida y el aumento en la concentración de ozono en la troposfera) y las invasiones biológicas.

El denominador común de todos los componentes del cambio ambiental global es el ser humano y sus actividades, que han adquirido enormes proporciones con relación a los flujos de energía y materiales en el nivel global. Por ejemplo, el ser humano consume directamente, el solo, cerca de 2% de la productividad primaria neta de los ecosistemas terrestres, pero al hacerlo utiliza o destruye cerca de 40% del total (Vitousek et al.

1986). Las perturbaciones del ciclo global del carbono tienen graves repercusiones en el clima del planeta debido a las propiedades del CO2 y del metano como gases de efecto invernadero: a una mayor concentración en la atmósfera mayor temperatura promedio global del planeta.

El aumento en las concentraciones de bióxido de carbono y de metano en la parte baja de la atmósfera (troposfera), está bien documentados (IPCC, 2001). Las mediciones realizadas en Mauna Loa, Hawai, desde 1957, así como las mediciones indirectas (p. ej. con núcleos de hielo), han mostrado un aumento de la concentración atmosférica de CO2: de 280 partes por millón (ppm) en 1750 a 367 ppm en 1999.

Esto significa un incremento de 31% en poco más de 100 años. Aunque se han documentado concentraciones similares a la actual en el registro geológico, ésta constituye el nivel más alto alcanzado en los últimos 420,000 años, y la velocidad de cambio no parece tener precedente en los últimos 20,000 años (IPCC, 2001). Sin embargo, la tasa de aumento presenta variaciones anuales bastante grandes. La concentración de metano en la atmósfera, que es mucho más baja que la de CO2, aumentó de cerca de 700 partes por billón (ppb) en 1750 a 1745 ppb en 1998, lo que representó un aumento de 150%. Esta concentración no ha sido excedida tampoco en los últimos 420,000 años. Las causas del incremento de la concentración de gases de carbono en la atmósfera están bien identificadas. En el caso del CO2 son el uso industrial y doméstico de combustibles que contienen carbono (petróleo, carbón, gas natural y leña), la deforestación –que provoca la descomposición de la materia orgánica– y la quema de la biomasa vegetal. En el caso del metano son la agricultura (p. ej. cultivo de arroz), el uso de gas natural, los rellenos sanitarios, el aumento del hato ganadero y la quema de la biomasa vegetal. Sin embargo, es el uso indiscriminado e ineficiente de los combustibles fósiles el principal generador de la tendencia actual (IPCC, 2001, cuadro 1). Desde la perspectiva del ciclo global del C, estos flujos antropogénicos son pequeños si se les compara con los que ocurren naturalmente entre la atmósfera, los

ecosistemas terrestres y los océanos (ver magnitudes en la figura 1), pero son suficientes para modificar los flujos netos y aumentar el contenido de CO2 de la atmósfera. Es importante notar que son los movimientos anuales de carbono, más que la cantidad almacenada en los diferentes reservorios, lo que importa en este contexto. Por ejemplo, el océano contiene el mayor almacén de C cerca de la superficie de la Tierra (figura 1), pero la mayor parte de dicho almacén no está en intercambio activo con la atmósfera.

 

CUADRO 1. EL BALANCE GLOBAL DEL CARBONO EN PGC/AÑO PARA DOS DÉCADAS

 

  1980 1990 Aumento atmosférico 3.3 ± 0.1 3.2 ± 0.1Emisiones (combustibles fósiles cemento) 5.4 ± 0.3 6.3 ± 0.4Flujo tierra-atmósfera -1.9 ± 0.6 -1.7 ± 0.5Flujo tierra-atmósfera* -0.2 ± 0.7 -1.4 ± 0.7*dividido como    Cambio de uso del suelo 1.7 (0.6 a 2.5) NDSumidero terrestre residual -1.9 (-3.8 a 0.3) ND

Los valores positivos son flujos hacia la atmósfera, y los valores negativos representan captura desde la atmósfera. Los errores indican 1 D.E. como valor de incertidumbre, pero no la variabilidad anual, que es sustancialmente mayor. ND = información no disponibleFuente: Cuadro modificado de IPCC 2001.

 

El balance muestra a las emisiones, en particular por combustibles fósiles, como el flujo más importante hacia a la atmósfera, y se observa un aumento en las emisiones de la década de 1980 a la de 1990 (cuadro 1). El aumento atmosférico se mantiene constante y además sólo representa una proporción de estas emisiones. Pasó de representar 61% de las emisiones en la década de 1980, a 51% en la de 1990.

Esto plantea la interrogante sobre el destino del carbono que no se acumula en la atmósfera. El cuadro 1 identifica dos sumideros de carbono, indicados con flujos negativos, uno en el océano y el otro en la superficie terrestre. La cuantificación de estos flujos, a pesar de las grandes incertidumbres asociadas, representa uno de los mayores logros de la investigación sobre el ciclo global del carbono en la última década. El flujo océano-atmósfera indica que los océanos capturan entre 1.7 y 1.9 PgC/año. Esta captura se da por medio de dos procesos principales. Uno que implica una mayor captura en regiones que son sumideros naturales de CO2, como aquellas en las que se exponen las aguas que han pasado muchos años en el interior del océano desde su último contacto con la atmósfera (conocidas como “aguas viejas”). El otro, que se da con la reducción en la liberación natural de CO2 en las regiones de surgencias por su aumento de concentración en la atmósfera, y que provoca una mayor permanencia del CO2 en el océano (ver el capítulo Clima oceánico: los mares mexicanos ante el cambio climático global, de A. Gallegos, en esta sección).

El flujo entre la superficie terrestre y la atmósfera representa un balance entre el flujo debido al cambio de uso del suelo, que es actualmente positivo, y un componente residual, que es por inferencia negativo o un sumidero de carbono. Se observa que para la década de 1980, la biosfera terrestre fue prácticamente neutral respecto al intercambio neto de carbono. La información disponible permite cuantificar para esta década, con altos grados de incertidumbre, las emisiones debidas al cambio de uso del suelo en el orden de 1.7 PgC/año. Estas emisiones se debieron fundamentalmente a los procesos de deforestación en los trópicos (Houghton, 1999). La captura de carbono se identifica con la existencia de sumideros en Norte América, Europa y Eurasia, asociada al recrecimiento de la vegetación en áreas agrícolas abandonadas, a la prevención de fuegos, además de a las respuestas de las plantas a temporadas más largas de crecimiento y al efecto de fertilización por el propio aumento de CO2 atmosférico y por la deposición de nitrógeno (Schimel et al. 2001). Los resultados recientes con análisis de modelación inversa (i.e. que utilizan las variaciones en la concentración de CO2 atmosférico para hacer los cálculos de los flujos) sugieren la existencia de un sumidero de carbono en los trópicos que balancea las emisiones por deforestación en esa región. Existe, sin embargo, gran incertidumbre respecto a los procesos involucrados en ello. El balance para la década de 1990 indica la presencia de un sumidero terrestre aún mayor. Sin embargo, se considera que se debió más a una respuesta a la variabilidad climática en los primeros años de la década que a una tendencia sistemática. Con la información disponible aún no ha sido posible cuantificar por separado las emisiones por el cambio de uso del suelo y la captura de carbono por los ecosistemas terrestres para la década de 1990 tal y como se realizó para la década anterior.

La capacidad de los ecosistemas terrestres para funcionar como sumideros de carbono depende, de manera importante, del “efecto de fertilización” debido al aumento en la concentración del bióxido de carbono en la atmósfera y a la deposición del nitrógeno atmosférico, que se ha emitido en exceso por diversas actividades humanas. El efecto de fertilización por el CO2 es posible ya que su concentración atmosférica actual limita la capacidad productiva de las plantas. Existe evidencia de que dicho efecto de fertilización aumenta el crecimiento de las plantas en condiciones naturales, aunque no en las magnitudes en las que los estudios

fisiológicos con plantas individuales y en condiciones controladas sugerían (Mooney et al. 1999). El efecto de la fertilización por nitrógeno se debe a que la disponibilidad de este elemento limita la productividad primaria de muchos ecosistemas terrestres (Schlesinger 1997).

Es importante considerar que las magnitudes que se calculan actualmente para los sumideros de C no operarán de manera constante en el futuro, ya que todos los procesos claves disminuirán. Por ejemplo, la captura de C por los bosques jóvenes que crecen en las tierras agrícolas disminuirá conforme éstos lleguen a la madurez. Igualmente, las respuestas a la fertilización por el CO2 atmosférico y por la deposición de nitrógeno mostrarán una saturación fisiológica, al tiempo que también otros recursos se volverán limitantes. Más aún, se espera que los efectos del cambio climático sobre los ecosistemas reduzcan la capacidad de los sumideros a una escala global (Schimel et al. 2001). Es fundamental tomar en cuenta estas limitaciones de los sistemas biológicos de la Tierra al hacer consideraciones sobre el balance global de carbono en el futuro.