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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 ± 0.1
Emisiones (combustibles fósiles cemento)
5.4 ± 0.3
6.3 ± 0.4
Flujo tierra-atmósfera
-1.9 ± 0.6
-1.7 ± 0.5
Flujo tierra-atmósfera*
-0.2 ± 0.7
-1.4 ± 0.7
*dividido como
 
 
Cambio de uso del suelo
1.7 (0.6 a 2.5)
ND
Sumidero 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 disponible
Fuente: 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.

 

AGRADECIMIENTOS

 

Se agradece el apoyo del Biól. Raúl Ahedo en la elaboración de la figura y el cuadro.

 

BIBLIOGRAFÍA

 

Houghton, R.A. 1999. The annual net flux of carbon to the atmosphere from changes in land use 1850-1990. Tellus 51B:298-313.

IPCC (Intergovernmental Panel on Climate Change). 2001. Climate Change 2001: The Scientific Basis. Contribution of Working Group I to the Third Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change. Technical Summary. U.K.: WMO-UNEP. Cambridge University Press.

Lovelock, J. E. 1988. The Ages of Gaia. New York: W.W. Norton and Co.

Mooney, H. A., J. Canadell, F. S. Chapin III, J. R. Ehleringer, Ch. Körner, R. E. McMurtrie, W. J. Parton, L. F. Pitelka y E. -D.Schulze. 1999. Ecosystem physiology responses to global change. Pp. 141-189. En: B. Walker, W. Steffen, J. Canadell, & J. Ingram (eds.) The Terrestrial Biosphere and Global Change: Implications for Natural and Managed Ecosystems. Cambridge: Cambridge University Press. Schimel, D. S. et al. 2001. Recent patterns and mechanisms of carbon exchange by terrestrial ecosystems. Nature. 414: 169-172.

Schlesinger, W. H. 1997. Biogeochemistry: An Analysis of Global Change. New York: National Academic Press.

Silver, C. S. y R. S. DeFries. 1990. One Earth, One Future. Washington, D.C.: National
Academy Press.

Vitousek, P. M., P. R. Ehrlich, A. H. Ehrlich y P. A. Matson. 1986. Human appropriation of the products of photosynthesis. BioScience 36: 368-373.

——— 1992. Global environmental change: An introduction. Annual Review of Ecology and Systematics 23: 1-14.

 

Notas

* Instituto de Ecología, UNAM.

 

 

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