Ciclo del carbono
Procesos naturales de intercambio de carbono

Esquema del ciclo del carbono que muestra el movimiento del carbono entre la tierra, la atmósfera y los océanos en miles de millones de toneladas (gigatoneladas) por año. Los números amarillos son flujos naturales, los rojos son contribuciones humanas y los blancos son carbono almacenado. No se incluyen los efectos del ciclo lento (o profundo) del carbono, como la actividad volcánica y tectónica. [1]
Parte de una serie sobre el
Ciclo del carbono
Por regiones
Dióxido de carbono
Formas de carbono
Vías metabólicas
Respiración del carbono
Bombas de carbono
Secuestro de carbono
Metano
Biogeoquímica
Otro

El ciclo del carbono es la parte del ciclo biogeoquímico mediante el cual se intercambia el carbono entre la biosfera , la pedosfera , la geosfera , la hidrosfera y la atmósfera de la Tierra . Otros ciclos biogeoquímicos importantes incluyen el ciclo del nitrógeno y el ciclo del agua . El carbono es el componente principal de los compuestos biológicos, así como un componente importante de muchas rocas como la piedra caliza . El ciclo del carbono comprende una secuencia de eventos que son clave para hacer que la Tierra sea capaz de sustentar la vida. Describe el movimiento del carbono a medida que se recicla y se reutiliza en toda la biosfera, así como los procesos a largo plazo de secuestro (almacenamiento) de carbono hacia y desde los sumideros de carbono .

Para describir la dinámica del ciclo del carbono, se puede hacer una distinción entre el ciclo rápido y el lento . El ciclo rápido también se conoce como ciclo biológico del carbono . Los ciclos rápidos pueden completarse en años, moviendo sustancias de la atmósfera a la biosfera y luego de regreso a la atmósfera. Los ciclos lentos o geológicos (también llamados ciclo profundo del carbono ) pueden tardar millones de años en completarse, moviendo sustancias a través de la corteza terrestre entre rocas, suelo, océano y atmósfera. [2]

Los seres humanos han alterado el ciclo del carbono durante muchos siglos. Lo han hecho modificando el uso de la tierra y extrayendo y quemando carbono de restos orgánicos antiguos ( carbón , petróleo y gas ). [1] El dióxido de carbono en la atmósfera ha aumentado casi un 52% con respecto a los niveles preindustriales en 2020, lo que ha provocado el calentamiento global . [3] El aumento del dióxido de carbono también ha provocado una reducción del valor del pH del océano y está alterando fundamentalmente la química marina . [4] El dióxido de carbono es fundamental para la fotosíntesis.

Compartimentos principales

El ciclo del carbono fue descrito por primera vez por Antoine Lavoisier y Joseph Priestley , y popularizado por Humphry Davy . [5] El ciclo global del carbono ahora se divide generalmente en los siguientes reservorios principales de carbono (también llamados depósitos de carbono ) interconectados por vías de intercambio: [6]

Los intercambios de carbono entre depósitos ocurren como resultado de diversos procesos químicos, físicos, geológicos y biológicos. El océano contiene la mayor reserva activa de carbono cerca de la superficie de la Tierra. [7] Los flujos naturales de carbono entre la atmósfera, el océano, los ecosistemas terrestres y los sedimentos están bastante equilibrados; por lo tanto, los niveles de carbono serían aproximadamente estables sin la influencia humana. [8] [9]

Atmósfera

Modelo de computadora que muestra un año de vida del dióxido de carbono atmosférico y cómo viaja alrededor del globo  [10]

El carbono presente en la atmósfera terrestre se presenta en dos formas principales: dióxido de carbono y metano . Ambos gases absorben y retienen calor en la atmósfera y son parcialmente responsables del efecto invernadero . [7] El metano produce un mayor efecto invernadero por volumen en comparación con el dióxido de carbono, pero existe en concentraciones mucho más bajas y su vida útil es más breve que la del dióxido de carbono. Por lo tanto, el dióxido de carbono contribuye más al efecto invernadero global que el metano. [11]

El dióxido de carbono se elimina de la atmósfera principalmente a través de la fotosíntesis y entra en las biosferas terrestres y oceánicas. El dióxido de carbono también se disuelve directamente de la atmósfera en los cuerpos de agua (océano, lagos, etc.), así como en la precipitación cuando las gotas de lluvia caen a través de la atmósfera. Cuando se disuelve en agua, el dióxido de carbono reacciona con las moléculas de agua y forma ácido carbónico , que contribuye a la acidez del océano. Luego puede ser absorbido por las rocas a través de la erosión. También puede acidificar otras superficies que toca o ser arrastrado al océano. [12]

Concentraciones de CO2 durante los últimos 800.000 años medidas a partir de núcleos de hielo (azul/verde) y directamente (negro)

Las actividades humanas durante los últimos dos siglos han incrementado la cantidad de carbono en la atmósfera en casi un 50% a partir del año 2020, principalmente en forma de dióxido de carbono, tanto modificando la capacidad de los ecosistemas para extraer dióxido de carbono de la atmósfera como emitiéndolo directamente, por ejemplo, al quemar combustibles fósiles y fabricar hormigón. [3] [7]

En un futuro lejano (dentro de 2.000 a 3.000 millones de años), la velocidad a la que el dióxido de carbono se absorbe en el suelo a través del ciclo carbonato-silicato probablemente aumentará debido a los cambios previstos en el sol a medida que envejece. La mayor luminosidad prevista del sol probablemente acelerará la velocidad de erosión de la superficie. [13] Esto acabará provocando que la mayor parte del dióxido de carbono de la atmósfera se infiltre en la corteza terrestre en forma de carbonato. [14] [15] [16] Una vez que la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera caiga por debajo de aproximadamente 50 partes por millón (las tolerancias varían entre las especies), la fotosíntesis de C3 ya no será posible. [15] Se ha predicho que esto ocurrirá dentro de 600 millones de años, aunque los modelos varían. [17]

Una vez que los océanos de la Tierra se evaporen dentro de unos 1.100 millones de años, [13] es muy probable que la tectónica de placas se detenga debido a la falta de agua para lubricarlos. La falta de volcanes que bombeen dióxido de carbono hará que el ciclo del carbono termine entre 1.000 y 2.000 millones de años en el futuro. [18]

Biosfera terrestre

Cantidad de carbono almacenado en los diversos ecosistemas terrestres de la Tierra, en gigatoneladas. [19]

La biosfera terrestre incluye el carbono orgánico de todos los organismos terrestres, tanto vivos como muertos, así como el carbono almacenado en los suelos . Alrededor de 500 gigatoneladas de carbono se almacenan sobre el suelo en plantas y otros organismos vivos, [8] mientras que el suelo contiene aproximadamente 1.500 gigatoneladas de carbono. [20] La mayor parte del carbono en la biosfera terrestre es carbono orgánico, [21] mientras que aproximadamente un tercio del carbono del suelo se almacena en formas inorgánicas, como el carbonato de calcio . [22] El carbono orgánico es un componente principal de todos los organismos que viven en la Tierra. Los autótrofos lo extraen del aire en forma de dióxido de carbono, convirtiéndolo en carbono orgánico, mientras que los heterótrofos reciben carbono al consumir otros organismos.

Dado que la absorción de carbono en la biosfera terrestre depende de factores bióticos, sigue un ciclo diurno y estacional. En las mediciones de CO 2 , esta característica es evidente en la curva de Keeling . Es más fuerte en el hemisferio norte porque este hemisferio tiene más masa terrestre que el hemisferio sur y, por lo tanto, más espacio para que los ecosistemas absorban y emitan carbono.

Un sistema portátil de respiración del suelo que mide el flujo de CO2 del suelo .

El carbono abandona la biosfera terrestre de varias maneras y en diferentes escalas de tiempo. La combustión o respiración del carbono orgánico lo libera rápidamente a la atmósfera. También puede exportarse al océano a través de los ríos o permanecer secuestrado en los suelos en forma de carbono inerte. [23] El carbono almacenado en el suelo puede permanecer allí hasta miles de años antes de ser arrastrado a los ríos por la erosión o liberado a la atmósfera a través de la respiración del suelo . Entre 1989 y 2008, la respiración del suelo aumentó aproximadamente un 0,1% por año. [24] En 2008, el total mundial de CO 2 liberado por la respiración del suelo fue de aproximadamente 98 mil millones de toneladas [ cita requerida ] , aproximadamente 3 veces más carbono del que los humanos están poniendo ahora en la atmósfera cada año quemando combustibles fósiles (esto no representa una transferencia neta de carbono del suelo a la atmósfera, ya que la respiración se compensa en gran medida con los aportes al carbono del suelo). [ cita requerida ] Hay algunas explicaciones plausibles para esta tendencia, pero la explicación más probable es que el aumento de las temperaturas ha aumentado las tasas de descomposición de la materia orgánica del suelo , lo que ha aumentado el flujo de CO 2 . La duración del secuestro de carbono en el suelo depende de las condiciones climáticas locales y, por tanto, de los cambios en el curso del cambio climático . [25]

Tamaño de los principales depósitos de carbono de la Tierra (estimaciones del año 2000) [7]
PiscinaCantidad
(gigatoneladas)
Atmósfera720
Océano (total)38.400
Total inorgánico37.400
Orgánico total1.000
Capa superficial670
Capa profunda36.730
Litosfera
Carbonatos sedimentarios> 60.000.000
Kerógenos15.000.000
Biosfera terrestre (total)2.000
Biomasa viva600 – 1.000
Biomasa muerta1.200
Biosfera acuática1 – 2
Combustibles fósiles (total)4.130
Carbón3.510
Aceite230
Gas140
Otros ( turba )250

Océano

El océano puede dividirse conceptualmente en una capa superficial dentro de la cual el agua hace contacto frecuente (diario a anual) con la atmósfera, y una capa profunda por debajo de la profundidad típica de la capa mixta de unos pocos cientos de metros o menos, dentro de la cual el tiempo entre contactos consecutivos puede ser de siglos. El carbono inorgánico disuelto (CID) en la capa superficial se intercambia rápidamente con la atmósfera, manteniendo el equilibrio. En parte porque su concentración de CID es aproximadamente un 15% más alta [26] pero principalmente debido a su mayor volumen, el océano profundo contiene mucho más carbono (es el depósito más grande de carbono en ciclo activo en el mundo, que contiene 50 veces más que la atmósfera [7] ), pero la escala de tiempo para alcanzar el equilibrio con la atmósfera es de cientos de años: el intercambio de carbono entre las dos capas, impulsado por la circulación termohalina , es lento. [7]

El carbono entra al océano principalmente a través de la disolución del dióxido de carbono atmosférico, una pequeña fracción del cual se convierte en carbonato . También puede entrar al océano a través de los ríos como carbono orgánico disuelto . Los organismos lo convierten en carbono orgánico a través de la fotosíntesis y puede intercambiarse a lo largo de la cadena alimentaria o precipitarse en las capas más profundas y ricas en carbono de los océanos como tejido blando muerto o en las conchas como carbonato de calcio . Circula en esta capa durante largos períodos de tiempo antes de depositarse como sedimento o, finalmente, regresar a las aguas superficiales a través de la circulación termohalina. [8]

Los océanos son básicos (con un valor de pH actual de 8,1 a 8,2). El aumento del CO 2 atmosférico cambia el pH del océano hacia la neutralidad en un proceso llamado acidificación oceánica . La absorción oceánica de CO 2 es una de las formas más importantes de secuestro de carbono . La tasa proyectada de reducción del pH podría ralentizar la precipitación biológica de carbonatos de calcio , disminuyendo así la capacidad del océano para absorber CO 2. [27] [28]

Geosfera

Diagrama que muestra los tamaños relativos (en gigatoneladas) de los principales depósitos de carbono en la Tierra. Se incluyen los cambios acumulados (hasta el año 2014) derivados del uso de la tierra y las emisiones de carbono fósil a modo de comparación. [19]

El componente geológico del ciclo del carbono funciona lentamente en comparación con las otras partes del ciclo global del carbono. Es uno de los determinantes más importantes de la cantidad de carbono en la atmósfera y, por lo tanto, de las temperaturas globales. [29]

La mayor parte del carbono de la Tierra se almacena de forma inerte en la litosfera de la Tierra . [7] Gran parte del carbono almacenado en el manto de la Tierra se almacenó allí cuando se formó la Tierra. [30] Parte de él se depositó en forma de carbono orgánico de la biosfera. [31] Del carbono almacenado en la geosfera, aproximadamente el 80% es piedra caliza y sus derivados, que se forman a partir de la sedimentación del carbonato de calcio almacenado en las conchas de los organismos marinos. El 20% restante se almacena como kerógenos formados a través de la sedimentación y el enterramiento de organismos terrestres bajo alto calor y presión. El carbono orgánico almacenado en la geosfera puede permanecer allí durante millones de años. [29]

El carbono puede salir de la geosfera de varias maneras. El dióxido de carbono se libera durante el metamorfismo de las rocas carbonatadas cuando se subducen hacia el manto de la Tierra. Este dióxido de carbono puede liberarse a la atmósfera y al océano a través de volcanes y puntos calientes . [30] También puede ser eliminado por los seres humanos a través de la extracción directa de kerógenos en forma de combustibles fósiles . Después de la extracción, los combustibles fósiles se queman para liberar energía y emitir el carbono que almacenan a la atmósfera.

Tipos de dinámica

El ciclo lento (o profundo) del carbono opera a través de las rocas.
El ciclo rápido del carbono opera a través de la biosfera, ver diagrama al inicio del artículo ↑

Hay un ciclo rápido y uno lento del carbono. El ciclo rápido opera en la biosfera y el ciclo lento opera en las rocas . El ciclo rápido o biológico puede completarse en años, moviendo el carbono de la atmósfera a la biosfera y luego de regreso a la atmósfera. El ciclo lento o geológico puede extenderse profundamente en el manto y puede tardar millones de años en completarse, moviendo el carbono a través de la corteza terrestre entre las rocas, el suelo, el océano y la atmósfera. [2]

El ciclo rápido del carbono implica procesos biogeoquímicos de plazo relativamente corto entre el medio ambiente y los organismos vivos en la biosfera (véase el diagrama al comienzo del artículo). Incluye movimientos de carbono entre la atmósfera y los ecosistemas terrestres y marinos, así como entre los suelos y los sedimentos del fondo marino. El ciclo rápido incluye ciclos anuales que implican la fotosíntesis y ciclos decenales que implican el crecimiento vegetativo y la descomposición. Las reacciones del ciclo rápido del carbono a las actividades humanas determinarán muchos de los impactos más inmediatos del cambio climático. [32] [33] [34] [35] [36]

El ciclo lento (o profundo) del carbono implica procesos geoquímicos de mediano a largo plazo que pertenecen al ciclo de las rocas (ver diagrama a la derecha). El intercambio entre el océano y la atmósfera puede durar siglos, y la erosión de las rocas puede durar millones de años. El carbono del océano se precipita al fondo oceánico, donde puede formar rocas sedimentarias y ser subducido al manto terrestre . Los procesos de formación de montañas dan como resultado el retorno de este carbono geológico a la superficie de la Tierra. Allí, las rocas se erosionan y el carbono regresa a la atmósfera mediante la desgasificación y al océano a través de los ríos. Otro carbono geológico regresa al océano a través de la emisión hidrotermal de iones de calcio. En un año determinado, entre 10 y 100 millones de toneladas de carbono se mueven en este ciclo lento. Esto incluye los volcanes que devuelven carbono geológico directamente a la atmósfera en forma de dióxido de carbono. Sin embargo, esto es menos del uno por ciento del dióxido de carbono que se libera a la atmósfera mediante la quema de combustibles fósiles. [2] [32] [37]

Procesos dentro del ciclo rápido del carbono

El carbono terrestre en el ciclo del agua

¿A dónde va el carbono terrestre cuando fluye el agua  ? [38]

El movimiento del carbono terrestre en el ciclo del agua se muestra en el diagrama de la derecha y se explica a continuación:  [38]

  1. Las partículas atmosféricas actúan como núcleos de condensación de nubes , promoviendo la formación de nubes. [39] [40]
  2. Las gotas de lluvia absorben carbono orgánico e inorgánico a través de la recolección de partículas y la adsorción de vapores orgánicos mientras caen hacia la Tierra. [41] [42]
  3. Los incendios y las erupciones volcánicas producen moléculas aromáticas policíclicas altamente condensadas (es decir, carbono negro ) que se devuelven a la atmósfera junto con gases de efecto invernadero como el CO 2 . [43] [44]
  4. Las plantas terrestres fijan el CO2 atmosférico a través de la fotosíntesis , devolviendo una fracción a la atmósfera a través de la respiración . [45] La lignina y las celulosas representan hasta el 80% del carbono orgánico en los bosques y el 60% en los pastos. [46] [47]
  5. La hojarasca y el carbono orgánico de las raíces se mezclan con material sedimentario para formar suelos orgánicos donde el carbono orgánico derivado de las plantas y petrogénico se almacena y se transforma mediante la actividad microbiana y fúngica. [48] [49] [50]
  6. El agua absorbe el carbono orgánico disuelto (COD) derivado de las plantas y de los aerosoles sedimentados y el carbono inorgánico disuelto (CID) a medida que pasa sobre las copas de los árboles (es decir, por caída de agua ) y a lo largo de los troncos/tallos de las plantas (es decir, por escorrentía ). [51] Las transformaciones biogeoquímicas tienen lugar a medida que el agua se infiltra en la solución del suelo y en los depósitos de agua subterránea [52] [53] y el flujo superficial ocurre cuando los suelos están completamente saturados, [54] o la lluvia ocurre más rápidamente que la saturación en los suelos. [55]
  7. El carbono orgánico derivado de la biosfera terrestre y la producción primaria in situ es descompuesto por comunidades microbianas en ríos y arroyos junto con la descomposición física (es decir, fotooxidación ), lo que resulta en un flujo de CO2 de los ríos a la atmósfera que es del mismo orden de magnitud que la cantidad de carbono secuestrado anualmente por la biosfera terrestre. [56] [57] [58] Las macromoléculas derivadas de la tierra, como la lignina  [59] y el carbono negro [60], se descomponen en componentes y monómeros más pequeños , y finalmente se convierten en CO2 , intermediarios metabólicos o biomasa . 
  8. Los lagos, embalses y llanuras aluviales suelen almacenar grandes cantidades de carbono orgánico y sedimentos, pero también experimentan heterotrofia neta en la columna de agua, lo que da como resultado un flujo neto de CO2 a la atmósfera que es aproximadamente un orden de magnitud menor que el de los ríos. [61] [58] La producción de metano también suele ser alta en los sedimentos anóxicos de llanuras aluviales, lagos y embalses. [62]
  9. La producción primaria suele aumentar en las columnas de los ríos debido a la exportación de nutrientes fluviales . [63] [64] Sin embargo, las aguas estuarinas son una fuente de CO 2 a la atmósfera a nivel mundial. [65]
  10. Las marismas costeras almacenan y exportan carbono azul . [66] [67] [68] Se sugiere que las marismas y los humedales tienen un flujo de CO 2 a la atmósfera equivalente al de los ríos, a nivel mundial. [69]
  11. Las plataformas continentales y el océano abierto generalmente absorben CO2 de la atmósfera. [65]
  12. La bomba biológica marina secuestra una fracción pequeña pero significativa del CO2 absorbido como carbono orgánico en los sedimentos marinos (ver más abajo). [70] [38]

Escorrentía terrestre hacia el océano

Cómo se desplaza el carbono desde las aguas continentales hasta el océano
En los ecosistemas terrestres se produce el intercambio de dióxido de carbono, la producción fotosintética y la respiración de la vegetación terrestre, la erosión de las rocas y la sedimentación. El carbono se transporta al océano a través del continuo tierra-río-estuario en forma de carbono orgánico y carbono inorgánico. El intercambio de carbono en la interfaz aire-agua, el transporte, la transformación y la sedimentación se producen en los ecosistemas oceánicos. [71]

Los ecosistemas terrestres y marinos están conectados principalmente a través del transporte fluvial , que actúa como el canal principal a través del cual las sustancias erosivas derivadas de la tierra ingresan a los sistemas oceánicos. Los intercambios de materiales y energía entre la biosfera terrestre y la litosfera , así como los procesos de fijación y oxidación de carbono orgánico , regulan en conjunto los depósitos de carbono y dioxígeno (O 2 ) de los ecosistemas. [71]

El transporte fluvial, al ser el principal canal de conexión de estos reservorios, actuará para transportar la productividad primaria neta (principalmente en forma de carbono orgánico disuelto (COD) y carbono orgánico particulado (COP)) desde los sistemas terrestres a los oceánicos. [72] Durante el transporte, parte del COD regresará rápidamente a la atmósfera a través de reacciones redox , lo que provocará una "desgasificación del carbono" entre las capas de almacenamiento tierra-atmósfera. [73] [74] El COD restante y el carbono inorgánico disuelto (CID) también se exportan al océano. [75] [76] [77] En 2015, los flujos de exportación de carbono inorgánico y orgánico de los ríos globales se evaluaron en 0,50-0,70 Pg C y −1 y 0,15-0,35 Pg C y −1 respectivamente. [76] Por otra parte, el POC puede permanecer enterrado en sedimentos durante un período extenso, y el flujo anual global terrestre a oceánico de POC se ha estimado en 0,20 (+0,13, -0,07) Gg C y −1 . [78] [71]

Bomba biológica en el océano

Flujo de carbono a través del océano abierto

La bomba biológica oceánica es el secuestro de carbono impulsado biológicamente por el océano desde la atmósfera y la escorrentía terrestre hacia el interior del océano profundo y los sedimentos del fondo marino . [79] La bomba biológica no es tanto el resultado de un solo proceso, sino más bien la suma de varios procesos, cada uno de los cuales puede influir en el bombeo biológico. La bomba transfiere alrededor de 11 mil millones de toneladas de carbono cada año al interior del océano. Un océano sin la bomba biológica daría como resultado niveles atmosféricos de CO 2 aproximadamente 400 ppm más altos que los actuales. [80] [81] [82]

La mayor parte del carbono incorporado en la materia biológica orgánica e inorgánica se forma en la superficie del mar, desde donde puede comenzar a hundirse hasta el fondo del océano. El océano profundo obtiene la mayoría de sus nutrientes de la columna de agua superior cuando se hunden en forma de nieve marina . Esta está compuesta de animales y microbios muertos o moribundos, materia fecal, arena y otros materiales inorgánicos. [83]

La bomba biológica es responsable de transformar el carbono inorgánico disuelto (CID) en biomasa orgánica y bombearlo en forma de partículas o disuelta hacia las profundidades del océano. Los nutrientes inorgánicos y el dióxido de carbono son fijados durante la fotosíntesis por el fitoplancton, que libera materia orgánica disuelta (MOD) y es consumida por el zooplancton herbívoro. El zooplancton más grande, como los copépodos , egresa heces fecales , que pueden ser reingeridas y se hunden o se acumulan con otros detritos orgánicos en agregados más grandes que se hunden más rápidamente. La MOD es parcialmente consumida por bacterias y respirada; la MOD refractaria restante es advectada y mezclada en las profundidades del mar. La MOD y los agregados exportados a las aguas profundas son consumidos y respirados, devolviendo así el carbono orgánico al enorme depósito de COD de las profundidades del océano. [84]

Una sola célula de fitoplancton se hunde a una velocidad de alrededor de un metro por día. Dado que la profundidad media del océano es de unos cuatro kilómetros, estas células pueden tardar más de diez años en llegar al fondo del océano. Sin embargo, mediante procesos como la coagulación y la expulsión en heces de depredadores, estas células forman agregados. Estos agregados tienen una velocidad de hundimiento órdenes de magnitud mayor que las células individuales y completan su viaje a las profundidades en cuestión de días. [85]

Alrededor del 1% de las partículas que salen de la superficie del océano llegan al fondo marino y son consumidas, respiradas o enterradas en los sedimentos. El efecto neto de estos procesos es retirar carbono en forma orgánica de la superficie y devolverlo al CID a mayores profundidades, manteniendo un gradiente de CID entre la superficie y las profundidades del océano. La circulación termohalina devuelve el CID de las profundidades del océano a la atmósfera en escalas de tiempo milenarias. El carbono enterrado en los sedimentos puede ser subducido al manto terrestre y almacenado durante millones de años como parte del ciclo lento del carbono (véase la siguiente sección). [84]

Procesos dentro del ciclo lento del carbono

Movimiento de las placas oceánicas, que transportan compuestos de carbono, a través del manto

El ciclo lento o profundo del carbono es un proceso importante, aunque no se comprende tan bien como el movimiento relativamente rápido del carbono a través de la atmósfera, la biosfera terrestre, el océano y la geosfera. [86] El ciclo profundo del carbono está íntimamente relacionado con el movimiento del carbono en la superficie y la atmósfera de la Tierra. Si el proceso no existiera, el carbono permanecería en la atmósfera, donde se acumularía hasta alcanzar niveles extremadamente altos durante largos períodos de tiempo. [87] Por lo tanto, al permitir que el carbono regrese a la Tierra, el ciclo profundo del carbono desempeña un papel fundamental en el mantenimiento de las condiciones terrestres necesarias para la existencia de la vida.

Además, el proceso también es significativo simplemente por las enormes cantidades de carbono que transporta a través del planeta. De hecho, el estudio de la composición del magma basáltico y la medición del flujo de dióxido de carbono que sale de los volcanes revelan que la cantidad de carbono en el manto es en realidad mayor que la de la superficie de la Tierra en un factor de mil. [88] Perforar y observar físicamente los procesos de carbono en las profundidades de la Tierra es evidentemente extremadamente difícil, ya que el manto inferior y el núcleo se extienden desde 660 a 2.891 km y 2.891 a 6.371 km de profundidad en la Tierra respectivamente. En consecuencia, no se sabe mucho de manera concluyente sobre el papel del carbono en la Tierra profunda. No obstante, varias piezas de evidencia, muchas de las cuales provienen de simulaciones de laboratorio de las condiciones de la Tierra profunda, han indicado mecanismos para el movimiento del elemento hacia el manto inferior, así como las formas que adopta el carbono a las temperaturas y presiones extremas de dicha capa. Además, técnicas como la sismología han llevado a una mayor comprensión de la posible presencia de carbono en el núcleo de la Tierra.

Carbono en el manto inferior

Desgasificación de carbono a través de diversos procesos  [89]

El carbono entra principalmente al manto en forma de sedimentos ricos en carbonatos en las placas tectónicas de la corteza oceánica, que atraen el carbono hacia el manto al sufrir subducción . No se sabe mucho sobre la circulación del carbono en el manto, especialmente en las profundidades de la Tierra, pero muchos estudios han intentado aumentar nuestra comprensión del movimiento y las formas del elemento dentro de la región. Por ejemplo, un estudio de 2011 demostró que el ciclo del carbono se extiende hasta el manto inferior . El estudio analizó diamantes raros y superprofundos en un sitio en Juina, Brasil , y determinó que la composición a granel de algunas de las inclusiones de los diamantes coincidía con el resultado esperado de la fusión y cristalización del basalto bajo temperaturas y presiones del manto inferior. [90] Por lo tanto, los hallazgos de la investigación indican que los trozos de litosfera oceánica basáltica actúan como el principal mecanismo de transporte del carbono al interior profundo de la Tierra. Estos carbonatos subducidos pueden interactuar con los silicatos del manto inferior , formando eventualmente diamantes superprofundos como el encontrado. [91]

Sin embargo, los carbonatos que descienden al manto inferior encuentran otros destinos además de formar diamantes. En 2011, los carbonatos fueron sometidos a un entorno similar al de 1800 km de profundidad en la Tierra, bien dentro del manto inferior. Al hacerlo, se formaron magnesita , siderita y numerosas variedades de grafito . [92] Otros experimentos, así como observaciones petrológicas , respaldan esta afirmación, indicando que la magnesita es en realidad la fase de carbonato más estable en la mayor parte del manto. Esto se debe en gran medida a su mayor temperatura de fusión. [93] En consecuencia, los científicos han concluido que los carbonatos experimentan una reducción a medida que descienden al manto antes de estabilizarse en profundidad mediante entornos de baja fugacidad de oxígeno. [94] El magnesio, el hierro y otros compuestos metálicos actúan como amortiguadores durante todo el proceso. [95] La presencia de formas elementales reducidas de carbono como el grafito indicaría que los compuestos de carbono se reducen a medida que descienden al manto.

El carbono está unido tetraédricamente al oxígeno.

El polimorfismo altera la estabilidad de los compuestos de carbonato a diferentes profundidades dentro de la Tierra. Para ilustrarlo, las simulaciones de laboratorio y los cálculos de la teoría funcional de la densidad sugieren que los carbonatos coordinados tetraédricamente son más estables a profundidades que se acercan al límite núcleo-manto . [96] [92] Un estudio de 2015 indica que la alta presión del manto inferior hace que los enlaces de carbono pasen de orbitales hibridados sp 2 a sp 3 , lo que da como resultado la unión tetraédrica del carbono al oxígeno. [97] Los grupos trigonales de CO 3 no pueden formar redes polimerizables, mientras que el CO 4 tetraédrico sí puede, lo que significa un aumento en el número de coordinación del carbono y, por lo tanto, cambios drásticos en las propiedades de los compuestos de carbonato en el manto inferior. Como ejemplo, los estudios teóricos preliminares sugieren que la alta presión hace que la viscosidad de la masa fundida de carbonato aumente; la menor movilidad de las masas fundidas como resultado de su mayor viscosidad provoca grandes depósitos de carbono en las profundidades del manto. [98]

En consecuencia, el carbono puede permanecer en el manto inferior durante largos períodos de tiempo, pero grandes concentraciones de carbono con frecuencia encuentran su camino de regreso a la litosfera. Este proceso, llamado desgasificación de carbono, es el resultado de la fusión por descompresión del manto carbonatado, así como de las columnas del manto que transportan compuestos de carbono hacia la corteza. [99] El carbono se oxida durante su ascenso hacia los puntos calientes volcánicos, donde luego se libera como CO 2 . Esto ocurre para que el átomo de carbono coincida con el estado de oxidación de los basaltos que erupcionan en dichas áreas. [100]

Se puede obtener conocimiento sobre el carbono en el núcleo analizando las velocidades de las ondas de corte.

Carbono en el núcleo

Aunque la presencia de carbono en el núcleo de la Tierra está bien restringida, estudios recientes sugieren que grandes inventarios de carbono podrían estar almacenados en esta región. [ aclaración necesaria ] Las ondas de corte (S) que se mueven a través del núcleo interno viajan a aproximadamente el cincuenta por ciento de la velocidad esperada para la mayoría de las aleaciones ricas en hierro. [101] Debido a que se cree que la composición del núcleo es una aleación de hierro cristalino y una pequeña cantidad de níquel, esta anomalía sísmica indica la presencia de elementos ligeros, incluido el carbono, en el núcleo. De hecho, estudios que utilizan celdas de yunque de diamante para replicar las condiciones en el núcleo de la Tierra indican que el carburo de hierro (Fe 7 C 3 ) coincide con la velocidad y densidad de onda del núcleo interno. Por lo tanto, el modelo de carburo de hierro podría servir como evidencia de que el núcleo contiene hasta un 67% del carbono de la Tierra. [102] Además, otro estudio encontró que en las condiciones de presión y temperatura del núcleo interno de la Tierra, el carbono se disolvió en hierro y formó una fase estable con la misma composición Fe 7 C 3 , aunque con una estructura diferente a la mencionada anteriormente. [103] En resumen, aunque no se conoce la cantidad de carbono potencialmente almacenado en el núcleo de la Tierra, estudios recientes indican que la presencia de carburos de hierro puede explicar algunas de las observaciones geofísicas. [104]

Los virus como reguladores

Los virus actúan como "reguladores" del ciclo global del carbono porque influyen en los ciclos de materiales y los flujos de energía de las redes alimentarias y el circuito microbiano . La contribución media de los virus al ciclo del carbono de los ecosistemas terrestres es del 8,6%, de los cuales su contribución a los ecosistemas marinos (1,4%) es menor que su contribución a los ecosistemas terrestres (6,7%) y de agua dulce (17,8%). Durante los últimos 2.000 años, las actividades antropogénicas y el cambio climático han alterado gradualmente el papel regulador de los virus en los procesos del ciclo del carbono de los ecosistemas. Esto ha sido especialmente evidente durante los últimos 200 años debido a la rápida industrialización y el consiguiente crecimiento demográfico. [71]

Comparación de cómo los virus regulan el ciclo del carbono en los ecosistemas terrestres (izquierda) y en los ecosistemas marinos (derecha). Las flechas muestran los roles que desempeñan los virus en la red alimentaria tradicional, el bucle microbiano y el ciclo del carbono. Las flechas de color verde claro representan la red alimentaria tradicional, las flechas blancas representan el bucle microbiano y las flechas blancas punteadas representan la tasa de contribución del carbono producido por la lisis viral de las bacterias al depósito de carbono orgánico disuelto (COD) del ecosistema. Los ecosistemas de agua dulce se regulan de manera similar a los ecosistemas marinos y no se muestran por separado. El bucle microbiano es un complemento importante de la cadena alimentaria clásica, en el que la materia orgánica disuelta es ingerida por bacterias " planctónicas " heterotróficas durante la producción secundaria . Estas bacterias luego son consumidas por protozoos , copépodos y otros organismos, y finalmente devueltas a la cadena alimentaria clásica. [71]

La influencia humana en el ciclo rápido del carbono

Emisiones de dióxido de carbono y su distribución
Representación esquemática de la perturbación general del ciclo global del carbono causada por actividades antropogénicas, promediada de 2010 a 2019.

Desde la Revolución Industrial , y especialmente desde el final de la Segunda Guerra Mundial , la actividad humana ha alterado sustancialmente el ciclo global del carbono al redistribuir cantidades masivas de carbono de la geosfera. [1] Los humanos también han seguido modificando las funciones de los componentes naturales de la biosfera terrestre con cambios en la vegetación y otros usos de la tierra. [7] Se han diseñado y fabricado en masa compuestos de carbono artificiales (sintéticos) que persistirán durante décadas o milenios en el aire, el agua y los sedimentos como contaminantes. [105] [106] El cambio climático está amplificando y forzando más cambios humanos indirectos en el ciclo del carbono como consecuencia de varias retroalimentaciones positivas y negativas . [25]

Cambio climático

Retroalimentaciones del ciclo del carbono y el clima y variables de estado
representadas en un modelo estilizado
El carbono almacenado en la tierra en la vegetación y los suelos se agrega en una única reserva c t . El carbono de la capa mixta oceánica, c m , es la única reserva oceánica de carbono modelada explícitamente; aunque para estimar las retroalimentaciones del ciclo del carbono también se calcula el carbono oceánico total. [107]

Las tendencias actuales en el cambio climático conducen a temperaturas más altas y a una mayor acidez de los océanos , modificando así los ecosistemas marinos. [108] Además, la lluvia ácida y la escorrentía contaminada de la agricultura y la industria cambian la composición química del océano. Estos cambios pueden tener efectos dramáticos en ecosistemas muy sensibles como los arrecifes de coral , [109] limitando así la capacidad del océano para absorber carbono de la atmósfera a escala regional y reduciendo la biodiversidad oceánica a nivel mundial.

Los intercambios de carbono entre la atmósfera y otros componentes del sistema terrestre, conocidos colectivamente como el ciclo del carbono, constituyen actualmente importantes retroalimentaciones negativas (amortiguadoras) del efecto de las emisiones antropogénicas de carbono sobre el cambio climático. Los sumideros de carbono en la tierra y el océano absorben actualmente cada uno aproximadamente una cuarta parte de las emisiones antropogénicas de carbono cada año. [110] [107]

Se espera que estas retroalimentaciones se debiliten en el futuro, amplificando el efecto de las emisiones de carbono antropogénico sobre el cambio climático. [111] Sin embargo, el grado en que se debilitarán es muy incierto, ya que los modelos del sistema terrestre predicen una amplia gama de absorciones de carbono terrestre y oceánico incluso en escenarios idénticos de concentración atmosférica o emisión. [112] [107] [113] Las emisiones de metano del Ártico causadas indirectamente por el calentamiento global antropogénico también afectan el ciclo del carbono y contribuyen a un mayor calentamiento.

Extracción y quema de carbono fósil

Detalle de los flujos de carbono antropogénico, que muestra la masa acumulada en gigatoneladas durante los años 1850-2018 (izquierda) y el promedio de masa anual durante 2009-2018 (derecha). [114]

El mayor impacto humano sobre el ciclo del carbono y la biosfera, y uno de los de más rápido crecimiento, es la extracción y quema de combustibles fósiles , que transfieren directamente el carbono de la geosfera a la atmósfera. El dióxido de carbono también se produce y se libera durante la calcinación de piedra caliza para la producción de clínker . [115] El clínker es un precursor industrial del cemento .

En 2020 [actualizar], se han extraído en total unas 450 gigatoneladas de carbono fósil, una cantidad que se acerca al carbono contenido en toda la biomasa terrestre viva de la Tierra. [114] Las tasas recientes de emisiones globales directamente a la atmósfera han superado la absorción por la vegetación y los océanos. [116] [117] [118] [119] Se esperaba y se ha observado que estos sumideros eliminarían aproximadamente la mitad del carbono atmosférico añadido en aproximadamente un siglo. [114] [120] [121] Sin embargo, los sumideros como el océano tienen propiedades de saturación en evolución , y se proyecta que una fracción sustancial (20-35%, según modelos acoplados ) del carbono añadido permanecerá en la atmósfera durante siglos a milenios. [122] [123]

Halocarbonos

Los halocarbonos son compuestos menos prolíficos desarrollados para diversos usos en toda la industria; por ejemplo, como solventes y refrigerantes . Sin embargo, la acumulación de concentraciones relativamente pequeñas (partes por billón) de gases clorofluorocarbonados , hidrofluorocarbonados y perfluorocarbonados en la atmósfera es responsable de aproximadamente el 10% del forzamiento radiativo directo total de todos los gases de efecto invernadero de larga duración (año 2019); que incluye el forzamiento de las concentraciones mucho mayores de dióxido de carbono y metano. [124] Los clorofluorocarbonos también causan el agotamiento del ozono estratosférico . Se están realizando esfuerzos internacionales en virtud del Protocolo de Montreal y el Protocolo de Kioto para controlar el rápido crecimiento en la fabricación industrial y el uso de estos gases ambientalmente potentes. Para algunas aplicaciones, se han desarrollado alternativas más benignas, como las hidrofluoroolefinas , y se están introduciendo gradualmente. [125]

Cambios en el uso del suelo

Desde la invención de la agricultura, los seres humanos han influido de manera directa y gradual en el ciclo del carbono a lo largo de escalas temporales de siglos modificando la mezcla de vegetación en la biosfera terrestre. [120] En los últimos siglos, el cambio directo e indirecto del uso y la cobertura del suelo causados ​​por los seres humanos ha provocado la pérdida de biodiversidad , lo que reduce la resiliencia de los ecosistemas a las tensiones ambientales y disminuye su capacidad para eliminar carbono de la atmósfera. Más directamente, a menudo conduce a la liberación de carbono de los ecosistemas terrestres a la atmósfera.

La deforestación con fines agrícolas elimina los bosques, que almacenan grandes cantidades de carbono, y los reemplaza, generalmente, por áreas agrícolas o urbanas. Ambos tipos de cobertura terrestre de reemplazo almacenan cantidades comparativamente pequeñas de carbono, de modo que el resultado neto de la transición es que más carbono permanece en la atmósfera. Sin embargo, los efectos sobre la atmósfera y el ciclo general del carbono pueden revertirse intencionalmente y/o naturalmente con la reforestación . [ cita requerida ]

Véase también

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Wikimedia Commons tiene medios relacionados con el ciclo del carbono .
  • Programa Científico del Ciclo del Carbono: una asociación interinstitucional.
  • Grupo de Gases de Efecto Invernadero del Ciclo del Carbono de la NOAA
  • Proyecto Global de Carbono: iniciativa de la Asociación Científica del Sistema Terrestre
  • PNUMA – El ciclo actual del carbono – Cambio climático Archivado el 15 de septiembre de 2008 en Wayback Machine niveles y flujos de carbono
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