Ciclo Global del Carbono

Introducción

El carbono es un elemento fundamental de los compuestos orgánicos, en los que se combina con el nitrógeno, fósforo, azufre, oxígeno e hidrógeno para construir las moléculas más importantes para la vida. El C se mueve entre la materia orgánica y el ambiente a diferentes escalas espacio-temporales, que van desde el nivel molecular, pasando por el organismo hasta el global. El C, en su unión molecular con el oxígeno, constituye el dióxido de carbono (CO2), gas resultante de procesos tanto geoquímicas como biológicos, y cuya presencia en la atmósfera es fundamental en la regulación de la temperatura del planeta debido a sus propiedades como gas invernadero.

Qué procesos regulan la concentración de CO2 en la atmósfera?

Operan dos mecanismos generales, de manera conjunta, pero en escalas diferentes de tiempo.
  • Ciclo Geoquímico del Carbonato-Silicato. Opera como regulador de dicha concentración a largo plazo(cientos de millones de años). Este ciclo geoquímico ha ayudado a mantener la concentración del CO2atmosférico por debajo de 1% durante los últimos 100 millones de años; sin embargo, los flujos de carbono anuales son relativamente pequeños.
  • Ciclo biogeoquímico de corto plazo. Este se sobrepuso al ciclo geoquímico al aparecer la vida. 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.

¿Dónde se almacena el carbono?

Al carbono se le conoce como “El ladrillo de la vida”. Es el elemento más abundante en los seres vivos y representa aproximadamente el 50% de la masa total de las plantas y animales.

El Carbono está presente también en la atmósfera, los suelos, el océano, la corteza terrestre y en los ciclos que hay entre estos componentes, variando en escalas de tiempo y espacio.

 La mayor parte del carbono está almacenado en las rocas, pero este carbono es esencialmente inerte en las escalas temporales de cientos a miles de años de interés para los humanos.

El resto del carbono es almacenado principalmente como iones en los océanos (85%), e resto como dióxido de carbono en la atmósfera (2%), como biomasa en las plantas terrestres y suelos (5%) y como combustibles fósiles en una variedad de reservorios geológicos (8%). El océano contiene unas 50 veces más CO2 que la atmósfera y unas 20 veces más que la biosfera.

Sólo la mitad del dióxido de carbono emitido cada año por la quema de combustibles fósiles permanece en la atmósfera. La otra mitad se disuelve en los océanos o es tomada por la biosfera terrestre. Hemos aprendido mucho sobre estos dos grandes sumideros naturales de CO2, pero sólo estamos comenzando a entender cómo podría cambiar su comportamiento conforme aumenta la concentración atmosférica de CO2. El océano juega un gran papel secuestrando alrededor de 2 Petagramos  (Pg = 10 ^15 gC) de carbono antropogénico al año (Jorge L. Sarmiento & Nicolas Gruber, 2002)

1. Generalidades: Ciclo Global del Carbono

El ciclo global del carbono está principalmente controlado por procesos mediados biológicamente. El carbono es transferido entre CO2 y material orgánico vivo o muerto por la muy básica reacción de

fotosíntesis/respiración. Mostramos a continuación de manera simplificada la reacción teórica propuesta por Redfield et al. (1963) entre el consumo de CO2, y nutrientes (nitrato y fosfato) y la producción de oxígeno por el fitoplancton marino:

106 CO2 + 122 H2O + 16 HNO3 + H3PO4 ↔ (CH2O)106(NH3)16H3PO4 + 138 O2

Cuando se fija carbono a materia orgánica por las plantas vía fotosíntesis esta reacción tiene lugar hacia la derecha y cuando los seres vivos respiran o tiene lugar la combustión de materia orgánica la reacción tiene lugar hacia la izquierda. Los combustibles fósiles son los remanentes de la materia orgánica muerta que vivó hace millones de años.

Cuando se fija carbono a materia orgánica por las plantas vía fotosíntesis esta reacción tiene lugar hacia la derecha y cuando los seres vivos respiran o tiene lugar la combustión de materia orgánica la reacción tiene lugar hacia la izquierda. Los combustibles fósiles son los remanentes de la materia orgánica muerta que vivó hace millones de años.

 

Carbon Dioxide Information Analysis Centre (http://cdiac.ornl.gov/faq.html). El ciclo global del carbono es un sistema complejo de procesos físicos, químicos y biológicos. Aquí se muestran los principales reservorios de carbono en gigatones de carbono, GtC (1 GtC= 1PgC) y los principales flujos en GtC/año.

Compartimentos en el ciclo del carbono.

El compartimento de carbono orgánico disuelto (COD) marino puede haber sido infraestimado en un factor de dos veces, al igual que la producción primaria terrestre. Los flujos de partículas biogénicas a los sedimentos marinos determinados usando trampas de sedimentos permiten conocer la velocidad de enterramiento de carbono. Por otra parte existen incertidumbres en el compartimento de biomasa terrerstre derivada de los cambios continuos de uso de la tierra.

Variación estacional del C02 Atmosférico

Media mensual global del CO2 atmosférico en los últimos años

La forma principal del carbono en la atmósfera es el CO2. Sus concentraciones varían estacionalmente, siendo más bajas durante el verano debido al aumento de la biomasa vegetal. Durante el invierno, las concentraciones del dióxido de carbono aumentan como consecuencia de una disminución de la productividad vegetal y el mantenimiento de la respiración de los organismos y de la degradación de la materia orgánica por las bacterias. Las mayores variaciones estacionales se presentan en el Hemisferio Norte, donde hay una mayor biomasa terrestre. Los niveles de CO2 regionales mantienen sus diferencias gracias a las relativamente altas velocidades de producción y consumo local y a que el transporte latitudinal en la atmósfera está limitado (los vientos Alisios y Polares del Este son responsables de la mezcla atmosférica).

2. Efecto Invernadero

El dióxido 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 dióxido de carbono – aproximadamente una concentración de 3% contra 0.036% en la actualidad -.

Ciclo Global del Carbono ↔ Calentamiento Global

Muchos gases atmosféricos, incluyendo el CO2 y el vapor de agua permiten el paso de la radiación solar hasta la superficie del planeta, pero interceptan la radiación infrarroja (térmica) que el planeta emite hacia el espacio, y reenvían gran parte de esta energía hacia la superficie, produciendo la elevación de la temperatura en la superficie terrestre. La temperatura de la atmósfera está determinada por su contenido en gases. Esto se conoce como efecto invernadero debido a que la Tierra y su atmósfera convierten la energía solar retenida en calor. Sin la existencia del efecto invernadero natural la temperatura de la Tierra sería -4ºC.

El dióxido de carbono y el vapor de agua presentes en la atmósfera absorben el 71% de la radiación de onda larga (IR) emitida por la Tierra liberándola a la atmósfera en forma de calor. Otros gases que absorben en el infrarrojo son el ozono, metano, óxido nitroso y los compuestos clorofluorocarbonados.

El metano (CH4) es después del dióxido 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 mayores 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 dióxido 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.

Balance de radiación y Efecto Invermadero

La radiación solar que recibe la Tierra es predominantemente de longitud de onda corta. Un porcentaje del 3% de la radiación incidente es reflejada por la superficie terrestre. La mayor parte de la radiación (51%) es absorbida por los gases atmosféricos. La Tierra reemite radiación en longitud de onda larga (4-80 µm) correspondiente al IR y una gran parte de ella es absorbida y reemitida por los gases atmosféricos (42%) (Puigcerver, 1990).

El CO2 es el gas invernadero cuyas concentraciones más han aumentado como resultado de las actividades antropogénicas. La adición de mayores cantidades de CO2 a la atmósfera significan que más radiación térmica es capturada por la atmósfera y radiada de vuelta a la tierra.

Referencias:
Puigcerver Zanón, M. (1990) EL CLIMA. Investigación y Ciencia (143 pp). 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.

 

3. Variaciones históricas en los niveles de CO2 atmosférico.

Las variaciones pasadas en el clima global de la Tierra son puestas de manifiesto en los registros históricos de temperatura y los datos obtenidos a partir de muestras de sedimentos marinos, testigos de hielo, fósiles marinos y terrestres. La actividad de los organismos fotosintetizadores disminuyó la proporción de CO2/O2 atmosférico de forma gradual durante la vida del planeta. En la atmósfera primitiva, el CO2 era miles de veces más abundante que hoy en día.

Una información importante es el registro de la composición atmosférica que se puede determinar a partir de las burbujas de aire que han quedado atrapadas en los hielos. Los análisis del gas en los testigos de hielo muestran que las presiones parciales del CO2 atmosférico han sufrido grandes oscilaciones a lo largo del tiempo geológico.

Estas variaciones en las concentraciones del CO2 han estado asociadas a cambios climáticos como puede observarse si se correlacionan con los registros de temperatura de los últimos 160.000 años. Las temperaturas bajas se relacionan con una disminución de las concentraciones de CO2 atmosférico. A lo largo del pasado millón de años, importante cambios climáticos han ocurrido como consecuencia de los periodos de glaciación y desglaciación. Estos periodos parecen estar determinadas por cambios en la órbita de la Tierra con respecto al Sol y cambios en la actividad solar. La variación de la excentricidad de la órbita terrestre tiene un periodo de 100.000 años y determinan los ciclos de Milankovitch. En escalas mayores de tiempo, otras fuerzas como las variaciones en la actividad volcánica y la convección del manto han sido importantes en los cambios climáticos del planeta.

Testigo de hielo. Antártica.

Registros de variabilidad interanual del CO2 atmosférico

Los niveles de dióxido de carbono han aumentado en más del 30% desde la revolución industrial (a mitad del siglo XIX). Desde entonces, los niveles de CO2 atmosféricos han pasado de unas 280 ppm a varios miles. Datos anteriores a 1958 proceden de mediciones de burbujas de aire atrapadas en testigos de hielo recogidos en varios lugares de Antártica. A partir de 1958, Charles D. Keeling comenzó a tomar medidas del CO2 atmosférico en Mauna Loa, Hawaii. Las variaciones estacionales reflejan el ciclo estacional dominado por el ciclo anual de crecimiento en primavera y verano y respiración y remineralización en otoño e invierno, de la biosfera terrestre del Hemisferio Norte, así como una clara tendencia ascendente.

 

Variaciones atmosféricas de CO2 desde 1000 AD. Estos datos son ahora parte de: Global Monitoring Division. Earth System Research Laboratory. NOAA: http://www.esrl.noaa.gov/gmd/ccgg/trends/

Variaciones interanuales en el ciclo global del carbono desde los años 60 (Sarmiento & Gruber, 2002).

Desde 1958, la tasa de acumulación anual de dióxido de carbono atmosférico ha crecido, como promedio, desde 1PgC/año a unos 3.0 PgC/año. Para el mismo período emisiones de combustibles fósiles ha crecido desde unos 2.5 PgC/año a unos 6.5 PgC/año. La diferencia debe ser la cantidad neta asimilada por los océanos o la biosfera terrestre. Existe una gran variación interanual en la tasa anual de incremento del CO2 atmosférico. Las más altas tasas de crecimiento generalmente parecen estar asociadas con episodios de El Niño, con la excepción del periodo siguiente a la erupción del Mt. Pinatubo a comienzos de los años 90.

Relación entre las variaciones de CO2 atmosférico y la circulación termohalina oceánica.

El grado en que se producen las precipitaciones y la evaporación en la superficie del mar está controlada por las interacciones entre el océano y la atmósfera. Estos cambios afectan a la circulación termohalina ya que una modificación de la salinidad de las aguas superficiales altera el grado en que se forman las aguas profundas. La densidad máxima que puede alcanzar una masa de agua está limitada por su punto de congelación.

Los periodos glaciares han estado caracterizados por una menor circulación termohalina, menores temperaturas atmosféricas y menores concentraciones de CO2. En los periodos interglaciares se incrementa la formación de agua profunda y aumenta la circulación termohalina. El aumento de las concentraciones de CO2 atmosférico podría haber sido consecuencia de una disminución del hundimiento del carbono inorgánico disuelto al agua profunda como resultado de una menor eficiencia de la bomba biológica. El aumento del efecto invernadero aumentaría la tendencia del calentamiento iniciada por los ciclos de Milankovitch.

Image: BBC

Cambios en la circulación termohalina de los océanos han influido en el clima del planeta.

Un aumento en el nivel atmosférico de CO2 suficientemente grande, podría causar un incremento en la temperatura que favorecería el deshielo de los glaciares movilizando con ello grandes volúmenes de agua. En caso de que el aumento en el nivel del mar sea significativo, podría llegar a contaminar los recursos hídricos de agua dulce y a inundarse algunas poblaciones costeras.

4. Ciclo Geoquímico del Carbonato-Silicato.

Opera en una escala de tiempo superior a 500.000 años; elimina dióxido de carbono de la atmósfera, lo almacena en las rocas carbonatadas y después lo devuelve al aire.

Los carbonatos se forman cuando el dióxido de carbono se disuelve en el agua de lluvia y reacciona químicamente con rocas que contienen silicatos minerales de calcio (compuestos formados por calcio, silicio y oxígeno). Tales reacciones liberan iones calcio y bicarbonato (Ca++ y HCO3-) en el agua contenida en el suelo, que transporta, a su vez, los iones a arroyos, ríos y océano. En el interior de éste, el plancton y otros organismos usan los iones para construir caparazones de carbonato cálcico (CaCO3); al morir, depositan las conchas en los sedimentos del fondo del mar. Lentamente, el suelo marino se extiende, se desliza bajo los continentes y se dobla hacia abajo, transportando el sedimento con él. Sometido a temperatura y presión crecientes, el sedimento desprende gas dióxido de carbono que tornará luego a la atmósfera en las erupciones de los volcanes.

 

El papel de los Organismos Planctónicos Marinos en el Ciclo Carbonato-Silicato

Muchas plantas marinas y animales forman esqueletos de carbonato cálcico, por lo que el carbono es utilizado tanto para las partes blandas como duras de estos organismos. Cuando los organismos mueren, las partes duras de éstos se hunden y el carbono es transferido al océano profundo. En las aguas profundas y sedimentos, los esqueletos y conchas se disuelven, liberando iones calcio y carbonato.

 

Las aguas superficiales oceánicas, por lo general, están sobresaturadas en CaCO3 y sin embargo la precipitación inorgánica del carbonato cálcico no ocurre de modo espontáneo. Esto se debe al efecto inhibidor de los iones magnesio. Una gran parte del carbonato en la disolución se encuentra en forma de pares iónicos de MgCO3. Para que se produzca la precipitación del carbonato se requiere la intervención de los organismos a través de la formación de sus esqueletos calcáreos.

Los esqueletos calcáreos de las especies marinas difieren en forma, tamaño, mineralogía y densidad. Existen dos tipos de estructuras cristalinas la calcita y la aragonita. La aragonita es menos estable termodinámicamente que la calcita y por ello se disuelve más fácilmente. Los cocolitoforidos y foraminíferos están formados de calcita mineral, mientras que los pterópodos de aragonita.

Las aguas oceánicas profundas están insaturadas con respecto al CaCO3. Esto se debe a:

  • Un incremento de la solubilidad del CO2
  • Un aumento de la solubilidad del CaCO3 conforme la presión se hace mayor.

Los esqueletos calcáreos de las especies marinas difieren en forma, tamaño, mineralogía y densidad. Existen dos tipos de estructuras cristalinas la calcita y la aragonita. La aragonita es menos estable termodinámicamente que la calcita y por ello se disuelve más fácilmente. Los cocolitoforidos y foraminíferos están formados de calcita mineral, mientras que los pterópodos de aragonita.

Las aguas oceánicas profundas están insaturadas con respecto al CaCO3. Esto se debe a:

  • Un incremento de la solubilidad del CO2
  • Un aumento de la solubilidad del CaCO3 conforme la presión se hace mayor.
LISICLINA

La profundidad a la que la disolución de material calcáreo se hace significativa se conoce como lisiclina. A esta profundidad el agua está significativamente insaturada en carbonato cálcico. La profundidad a la que la mayor parte del carbonato se disuelve, se conoce como profundidad de compensación del carbonato (PCC).

Las variaciones en la profundidad de la lisoclina, están controladas por el equilibrio del carbonato y el pH del agua de mar. Las variaciones en la profundidad de PCC están determinadas por la química de la columna de agua y por la velocidad de hundimiento del material calcáreo. En la PCC la velocidad de disolución del carbonato cálcico se iguala a la velocidad de entrada del material que se hunde desde la superficie. Por debajo de la PCC, no se encontraría nada de CaCO3 ya que la instauración aumenta con la profundidad por debajo de la lisoclina.

Variaciones en la profundidad de la lisoclina en los Océanos Atlántico y Pacífico.

 

5. El papel de los organismos.

Los organismos desempeñan un papel destacado en el intercambio de dióxido de carbono con la atmósfera. Apoyados en ello, investigadores como James E. Lovenlock, de la Estación Experimental Coombe Mill, en Cornualles, y Lynn Margulis, de la Universidad de Boston, afirman que los seres vivos son los responsables de la modulación del clima terrestre. La transformación de la primitiva atmósfera de la tierra de reductora a oxidante se debe a organismos fotosintéticos microscópicos.

Los organismos que tienen la capacidad de llevar a cabo la fotosíntesis son llamados fotoautótrofos (autótrofos es una nomenclatura más genérica ya que engloba a aquellas bacterias que realizan la quimiosíntesis) y fijan el CO2 atmosférico. En la actualidad se diferencian dos tipos de procesos fotosintéticos, la fotosíntesis oxigénica y la fotosíntesis anoxigénica. La primera es propia de las plantas superiores, las algas y las cianobacterias, donde el dador de electrones es el agua y, como consecuencia se desprende oxígeno. Mientras que la segunda, también conocida como fotosíntesis bacteriana, la realizan las bacterias purpúreas y verdes del azufre, en las que el dador de electrones es el sulfuro de hidrógeno, y consecuentemente, el elemento químico liberado no será oxígeno sino azufre.

 

http://universe-review.ca

Cianobacterias o algas verde-azuladas: Aprendieron a aprovechas el oxígeno en los primeros 1000 millones de años de la Tierra. Absorbían moléculas de agua e H2 y liberaban oxígeno inventando así la fotosíntesis “la innovación metabólica más importante de la historia de la vida en el planeta” (Margulis & Sagan , 1997)

Las plantas superiores adquieren el dióxido de carbono 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 fotosínteis se conoce como producción primaria bruta (PPB).

Bosque de Laurisilva en Los Tilos, La Palma (Reserva de la Biosfera)

La estimación global de Producción Primaria Bruta es de 120 PgC/año (1 Pg = 1015 g). 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.

Garajonay en otoño, La Gomera
(Parque Nacional y Patrimonio de la Humanidad)

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.

Esquema modificado de Schlesinger (1997) donde se detalla la contribución de los organismos al ciclo global del carbono. 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.

Absorción neta de CO2 atmosférico por la biosfera terrestre

La biosfera terrestre capta y desprende enormes cantidades de carbono cada año. Su crecimiento conduce a la acumulación de carbono en los tejidos vegetales, como hojas, raíces y tejido leñoso, y en los suelos. La materia orgánica al morir, cae y se descompone principalmente en los suelos, de forma que se devuelve así el carbono a la atmósfera (en diferentes escalas temporales).

 

Parque Natural de Pilancones, Gran Canaria.

Las plantas terrestres son muy sensibles a cambios en el clima de corta escala temporal. Son vulnerables a eventos extremos tales como incendios, sequías e inundaciones, que conducen a una gran variabilidad anual en la magnitud de la cantidad de carbono que es asimilada por la biosfera terrestre.

Incendio en Gran Canaria, Agosto 2007.

La absorción neta actual de carbono por la biosfera terrestre es principalmente debida a la respuesta fisiológica o metabólica de las plantas al incremento en la concentración de CO2 en la atmósfera o al calentamiento climático. Sin embargo, hay una gran incertidumbre en los balances de absorción de carbono por componentes naturales de la biosfera terrestre; y estudios utilizando datos y metodologías independientes no conducen a resultados similares. Heterogeneidad de la propia biosfera dificulta la extrapolación de estudios a pequeña escala y esfuerzos a escala global son confusos por insuficiencia de datos e incertidumbres en transporte atmosférico que conecta y mezcla señales de flujos terrestres a distantes localizaciones de observación (Tranvik et al. 2009; Gurney et al. 2002).

Cardonal-Tabaibal, Gran Canaria

Es muy importante obtener un mejor entendimiento de los mecanismos de la absorción terrestre. Este es el objetivo de programas tales como el North American Carbon Program and Europe’s CarboEurope.

Referencias:

  • Lynn Margulis,,Dorion Sagan (1997) Microcosmos: four billion years of evolution from our microbial ancestors. Science 300 pp.
  • Jamarillo. El ciclo global del carbono. Instituto Nacional de Ecología. http://www2.ine.gob.mx/publicaciones/libros/437/jaramillo.html
  •  Gurney, K.R. et al. (2002) Towards robust regional estimates of CO2 sources and sinks using atmospheric transport models. Nature 415, 626- 630 | doi:10.1038/415626.
  • Houghton, R.A. (2007) Balancing the global carbon budget. Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 35:313-47. 10.1146/annurev.earth.35.031306.140057
  • Schlesinger, W.H. (1997) Biogeochemistry: An análisis of Global Change. New York: National Academic Press.
  • Tranvik, L. et al. (2009) Lakes and reservoirs as regulators of carbon cycling and climate. Limnol. Oceanogr., 54(6, part 2), 2009, 2298–2314.
  •  Le Quéré, C., Raupach M.R., Canadell, J.G., Marland, G. et al (2009) Trends in the sources and sinks of carbon dioxide. Nature Geoscience 2, 831 – 836. doi:10.1038/ngeo689. • Global Carbon Project, 2008 summary

6. El dióxido de carbono en el océano

El océano tiene un gran potencial para absorber grandes cantidades de dióxido de carbono. Se estima que aproximadamente el 70% del dióxido de carbono que ha permanecido en la atmósfera tras su emisión (la mitad de las emisiones antropogénicas totales) ha sido absorbido por el océano. El ciclo del carbono en el océano, en sus formas orgánicas e inorgánicas está gobernado por procesos físicos y biológicos. Estos procesos son conocidos como bomba física (o de solubilidad) y bomba biológica. Ambas bombas actúan incrementando las concentraciones de CO2 dentro del océano.

Bomba Física

La bomba física está conducida por el intercambio de CO2 en la interfase atmósfera-océano y por el proceso físico que transporta CO2 al océano profundo.

Intercambio atmósfera-Océano.

El CO2 atmosférico entra en el océano por intercambio gaseoso dependiendo de la velocidad del viento y de la diferencia de las presiones parciales entre la atmósfera y el océano. La cantidad de CO2 captado por el agua de mar es función de la temperatura a través del efecto de la solubilidad.

La solubilidad de los gases generalmente disminuye cuando aumenta la temperatura y la salinidad, y aumenta cuando aumenta la presión.

La solubilidad del CO2 en agua de mar es muchas veces mayor que la de otros gases como el nitrógeno o el oxígeno. Esta diferencia es debida a la reacción con el carbonato (CO32- + H2O+ CO2↔ 2HCO3-). Esta reacción tiene una constante de equilibrio muy grande que hace que la mayoría de del CO2 que entra al océano se convierta rápidamente en bicarbonato.

 

Esquema del intercambio de CO2 que tiene lugar en la superficie del océano, y la interacción de éste con el agua para ir formando las distintas especies del sistema.

 

Circulación Oceánica.

La circulación termohalina oceánica conecta todos los océanos como una gran cinta transportadora. Así, aguas saladas y cálidas alcanzan altas latitudes en el Atlántico Norte, en invierno se enfrían y se hunden a grandes profundidades. Este proceso es conocido como formación de aguas profundas. Desde ahí comienza su recorrido hacia el sur donde se unirá a las aguas frías profundas recién formadas en la Antártica. Entonces este flujo de agua profunda accede a los océanos Indico y Pacífico.

 

Esquema de la Gran Cinta transportadora Oceánica. La circulación termohalina es gobernada por diferencias en la densidad del agua de mar, producto de diferencias en temperatura y salinidad. Como una gran cinta transportadora, el patrón de circulación traslada agua cálida de la superficie del hemisferio sur hacia el Polo Norte. Entre Groenlandia y Noruega, el agua se enfría, se hunde en el océano profundo, y empieza a fluir de regreso hacia el sur. Este movimiento transporta una cantidad tremenda de calor hacia el norte, y tiene un papel vital en mantener el clima actual.

En ambos océanos el agua profunda se dirige al norte y regresa por superficie. Una vez en superficie las aguas del Indico y Pacífico Norte retornan al Atlántico por el Cabo de Buena Esperanza, alcanzando de nuevo el Atlántico Norte, donde se enfriará, hundirá y comenzará de nuevo el ciclo de la cinta. Cada ciclo completo de la cinta transportadora lleva unos 1000 años.

En el momento de la formación de las aguas profundas captan CO2 por el efecto de la solubilidad. La dirección del intercambio neto está determinada por las diferencias entre las concentraciones de gas que existen entre la atmósfera y las aguas superficiales. Si la atmósfera tiene una presión parcial de CO2 más alta, el gas por difusión entra en la superficie del océano. El grado en que tiene lugar el intercambio depende de la temperatura, la velocidad del viento y turbulencia. A medida que circulan las aguas se van enriqueciendo de CO2 como consecuencia de la descomposición de la materia orgánica.

 

Esquema del funcionamiento de la bomba de solubilidad

 

Las aguas superficiales no están en equilibrio con la atmósfera. En las aguas ecuatoriales, el transporte de Ekman causa el afloramiento de agua fría y alcalina, y están sobresaturadas en CO2. Esta agua es una fuente de CO2 a la atmósfera. En altas latitudes, el enfriamiento de las aguas templadas que llegan a estas regiones por advección, produce la instauración de las mismas y que absorban CO2 de la atmósfera. Aunque existen diferencias regionales en los flujos de CO2, globalmente el océano actúa como un sumidero del gas.

El Pacífico Ecuatorial es la región fuente más importante del océano global y libera más de la mitad del CO2 total que escapa a la atmósfera. Por otra parte, las zonas subantárticas producen el 35% del total de la absorción oceánica, siendo el sumidero mayor del océano global.

Bomba Biológica

Las aguas superficiales oceánicas están habitualmente supersaturadas respecto al oxígeno, debido en gran parte a la liberación de oxígeno durante la fotosíntesis.

Cerca del fondo de la zona fótica hay un balance entre la cantidad de carbono que el fitoplancton fija por fotosíntesis y la cantidad que disipa por respiración. La profundidad a la que este balance tiene lugar se denomina profundidad de compensación, y puede definirse también como la profundidad a la cual la cantidad de oxígeno producido por el fitoplancton por fotosíntesis se equilibra con la consumida por respiración en un período de 24 horas.

La fotosíntesis no cesa a la profundidad de compensación, pero bajo esta no hay crecimiento fitoplantónico neto, a causa de que por definición más oxígeno es utilizado en la respiración de plantas que la producida por fotosíntesis que cae hasta niveles indetectables. Para propósitos prácticos, la profundidad de compensación puede tomarse como representativa del límite inferior de la zona fótica.

A mayores profundidades, el oxígeno continúa siendo consumido en respiración de animales y plantas y en la descomposición microbiana (oxidación) de detrito orgánico, y no es reemplazado; y el carbono está siendo liberado. Una capa de concentraciones mínimas de oxígeno y máximas de carbono total se desarrolla generalmente entre los 500 y los 1000 m de profundidad. A mayores profundidades los niveles de oxígeno aumentan nuevamente, a causa de la entrada de aguas frías densas oxigenadas que se hunden en las regiones polares.

Por otra parte, el hundimiento del carbono en forma de materia orgánica particulada (MOP) y carbonato cálcico de origen biogénico, lo que conocemos como la bomba biológica, contribuye a que se incremente la cantidad de CO2 absorbido por los océanos. Como consecuencia de la bomba biológica las aguas del fondo de los océanos contienen mucho más CO2 y están sobresaturadas (cerca de un 30%). Este desequilibro se mantiene gracias a la estratificación vertical de la densidad en la columna de agua. El CO2 queda atrapado en las aguas frías y profundas de los océanos.

 

Esquema del funcionamiento de la Bomba Biológica Oceánica. Consiste en un transporte de CO2 desde la superficie del océano hacia el fondo mediante producción fitoplanctónica. El fitoplancton capta nutrientes y CO2 a través e los procesos de fotosíntesis. Alguna de estas especies fitoplanctónicas entran en la cadena trófica y otras se mueren. La materia orgánica en forma de desechos biogénicos es transportada a las capas más profundas de los océanos.

Balances globales de captación de CO2 antropogénico por los océanos

El estudio de la captación de CO2 antropogénico por el océano se puede abordar desde varios puntos de vista.

OBSERVACIÓN DE LA INTERFASE ATMÓSFERA-OCÉANO. Desde la observación de la capa superficial en la zona de interfase de intercambio con la atmósfera donde obtenemos una imagen de intercambio de CO2 a través de la superficie del océano. Esta imagen nos muestra las zonas polares y frías actuando como sumideros de CO2 mientras que las zonas cálidas ecuatoriales actúan como fuentes como consecuencia de su elevada temperatura y que son zonas de afloramiento.

Taro Takahashi et al (2002). Obtienen para el año 1995 un flujo neto anual global de 2.2±0.45 Pg de carbono por año.

OBSERVACIONES EN LA COLUMNA DE AGUA. El carbono captado a través de la superficie del océano penetra en el océano interior y se acumula en la columna de agua. Así usando datos de la columna de agua pueden realizarse inventarios de CO2 antropogénico acumulado, valores altos están asociados con formación de agua profunda en el Atlántico Norte y formación de agua intermedia y agua modal entre 30º y 50ºS.

Sabine et al. (2004). Obtuvieron un inventario total para la región sobreada de106 ± 17 Pg C.

Modelos y Predicción

Actualmente hay un debate científico sobre si las observaciones y modelos son capaces de ilustrar la disminución de la capacidad de los océanos para absorber carbono antropogénico (Canadell et al. 2007; LeQuere et al. 2009; Khatiwala et al. 2009; Knorr 2009).

Las incertidumbres en la captura de CO2 por los océanos incluyen el grado en que la circulación oceánica podría cambiar a consecuencia del calentamiento global y como esto modificará las entradas de CO2. Las predicciones realizadas a partir de modelos sugieren cambios futuros pequeños en la bomba biológica de carbono al océano profundo, pero estos modelos no cubren derivas de los ecosistemas potencialmente importantes o cambios en el ciclo del carbono cerca de la superficie oceánica. El ciclo del carbono en los sistemas costeros, incluyendo estuarios y marismas y plataformas continentales es pobremente entendido. Estas son áreas de investigación activa. El programa Ocean Carbon and Biogeochemistry promueve y coordina estas actividades de investigación en US y CarboOcean en Europa.

Modelos globales de clorofila permiten a los científicos conocer donde el fitoplancton o las plantas del océano superficial de la cadena alimentaria marina, crecen, lo que constituye un indicador de la salud y diversidad del mar. Tales mapas globales permiten a los científicos estimar cuanto carbono están absorbiendo las plantas y convirtiéndolo en alimento

Imagen SeaWiFS del Hemisferio Sur, Septiembre 1997 a Agosto 1998. Poxels rojos y amarillos muestran altas concentraciones de fitoplancton, mientras que azules y violetas muestran muy bajas concentraciones de plantas microscópicas (SeaWiFS Project, NASA/Goddard Space Flight Center and ORBIMAGE).

Referencias:

  • Bopp L., et al. (2001) Potential impact of climate change on marine export production. Global Biogeochem. Cycles, 15, 1, doi:10.1029/1999GB001256.
  • Canadell et al. (2007) Contributions to accelerating atmospheric CO2 growth from economic activity, carbon intensity and efficiency of natural sinks. Proc. Natl. Acad. Sci. USA 104 18866-18870. doi:10.1073/pnas.0702737104.
  • Doney, S.C., 2006: The dangers of ocean acidification. Scientific American, 294(3), March 2006, 58-65. • Doney, S.C., V.J. Fabry, R.A. Feely, J.A. Kleypas, 2009: Ocean acidification: the other CO2 problem, Ann. Rev. Mar. Sci., 1, 169-192,
    10.1146/annurev.marine.010908.163834.
  • Khatiwala, S., F. Primeau and T. Hall (2009) Reconstruction of the history of anthropogenic CO2 concentrations in the ocean. Nature 462, 346-349 .
    doi:10.1038/nature08526.
  • Le Quere, C., Raupach M.R., Canadell, J.G., Marland, G. et al (2009) Trends in the sources and sinks of carbon dioxide. Nature Geoscience 2, 831 –
  • Ríos, Aida. Captación de CO2 antropogénico en el Atlántico
    http://www.udc.es/iuem/documentos/doc_xornadas/cambioclimatico/aidafdez.pdf • Sabine et al. (2004) The ocean sink for anthropogenic CO2. Vol. 305. no. 5682, pp. 367 – 371 doi: 10.1126/science.1097403.
  • Takahashi et al. (2009) Climatological mean and decadal changes in surface ocean pCO2, and net sea-air CO2 flux over the global oceans. DSR II, 56, 554-577

 

7. Parámetros del sistema del CO2 en agua de mar

La principal proporción de carbono en los océanos ocurre en el sistema del carbonato. Este sistema involucra los siguientes equilibrios:

CO2 (g) → CO2 (aq)
CO2 (aq) + H2O → H+ + HCO3-HCO3- → H+ + CO32-
Ca2+ + CO32- → CaCO3 (s)

Las concentraciones de las distintas especies que constituyen el carbono inorgánico total en agua de mar (dióxido de carbono, ácido carbónico, ión carbonato y bicarbonato) varían espacial y temporalmente.

CO2 (gas) + H2O ↔ H2CO3 (ac) ↔ H+ (ac) + HCO3- (ac) ↔ 2H+ (ac) + CO32- (ac)

Conocer el sistema del carbonato es muy importante ya que regula el pH del agua de mar y controla la circulación de CO2 entre la biosfera, litosfera, atmósfera, y océanos.

Una vez el CO2 está en la atmósfera, está disponible para productividad primaria y procesos de degradación. Entra al océano a través de la interface aire-mar y participa en los procesos de equilibrio representados en las ecuaciones anteriores. También puede ser utilizado por las plantas en la productividad primaria.

CO2 + H2O → CH2O + O2

Estos procesos distan mucho de ser simples dado que las tasas de movimiento de CO2 a través de la interface y desde las aguas superficiales a las aguas profundas varía con la latitud, el tiempo, la estación y los procesos biológicos.

Las variaciones diurnas y estacionales en las concentraciones de las especies de carbono en disolución son debidas a fotosíntesis y calentamiento solar. Durante las horas del día tiene lugar consumo neto de CO2, mientras que durante la noche se produce la liberación neta de CO2.

Si los océanos estuvieran bien mezclados y en equilibrio con la atmósfera, la mayor parte del incremento de CO2 podría ser absorbido. Este, sin embargo, no es el caso y la respuesta oceánica a incrementos en CO2 es lenta debido a factores físicos y químicos. El intercambio involucra la hidratación de CO2 que es un proceso lento relativo a ionización.

Conociendo las escalas temporales de los procesos de mezcla puede realizarse estimaciones razonablemente precisas de carbono inorgánico, pero las estimaciones de carbono en la biosfera marina y el humus son conocidas de manera menos precisa.

La mayor parte del carbono en los océanos reside bajo la termoclina. El efecto de una menor temperatura en disolución, es aumentar la concentración de los gases. Por debajo de la termoclina, la temperatura es prácticamente constante y la solubilidad del gas estaría controlada prácticamente por la presión. Si aumenta la presión, más CO2 entra en la disolución y, por tanto, más ácido carbónico y sus productos de disociación.

La cantidad de carbono almacenado en las rocas carbonatadas y sedimentos es mucho mayor que la del CO2 que recircula pero no es importante a escalas temporales cortas (años).

pH y acidificación oceánica

La captura oceánica de CO2 antropogénico está alterando la química del agua de mar de los océanos a nivel mundial con consecuencias para el biota marino, ecosistemas, y biogeoquímica. Entender estos impactos requiere integrar distintas aproximaciones para entender las relaciones entre los componentes de los ecosistemas y su relación con el clima. El Ocean Carbon and Biogeochemistry (OCB) program promueve la investigación y la cooperación internacional para investigar el papel de los océanos en el sistema global terrestre.

Acidificación oceánica se refiere a los procesos de disminución del pH de los océanos (aumento de la concentración de iones hidrógeno) por disolución de dióxido de carbono adicional en agua de mar. El término “acidificación” es utilizado para referirse a disminución de pH desde cualquier punto a otro en la escala de pH. El océano no es ácido ni las predicciones realizadas a partir de modelos indican que llegue a serlo. La química fundamental del sistema del carbono, incluyendo la presencia de minerales de carbonato cálcico sobre el suelo oceánico ayuda a disolver lentamente y neutralizar parte del CO2 previniendo así que los océanos lleguen a ser ácidos a escala global.

 

Acidificación puede dañar arrecifes coralinos y probablemente conduce a un stress significativo a especies importantes de la cadena alimentaria oceánica, particularmente en el Océano Sur. Los científicos trabajan muy duramente para entender mejor el impacto sobre los organismos y los efectos integrados en los ecosistemas oceánicos. (National Resources Defense Council on ocean acidification http://www.nrdc.org/oceans/acidification/)

Especies químicas que controlan el pH de agua de mar:

La concentración de CO2 (ac) es muy pequeña en agua de mar, aproximadamente 0.23 ml L-1 a 24º C (1/200 del total de las especies del sistema del ácido carbónico) La especie más abundante es el ión bicarbonato.

La relación [HCO3-]:[CO32-] controla el pH del agua de mar a través de la reacción de equilibrio.

Esta reacción es muy rápida en agua de mar y a partir de la constante de equilibrio se puede obtener la relación que muestra la dependencia de la concentración de ion hidrógeno de la concentración de ion bicarbonato y carbonato

La concentración de ion hidrógeno aumenta conforme aumenta la relación [HCO3-]:[CO32-], por tanto, el pH disminuye. El pH del agua de mar se puede medir directamente con métodos potenciométricos o espectrofotométricos. Los valores típicos del pH del agua de mar son de 7,7± 0,2.

Perfil vertical característico de pH en el Océano Atántico y Pacífico

El agua de mar en equilibrio con el CO2 atmosférico es débilmente alcalino, con un pH alrededor de 8.1-8.3. El pH puede aumentar ligeramente debido a la utilización del CO2 de las aguas superficiales durante la fotosíntesis, pero normalmente no excede 8.4 excepto en zonas de mareas, lagunas y estuarios. Hemos visto que bajo la zona fótica, el CO2 absorbido en fotosíntesis es excedido por el CO2 liberado en respiración.

Conforme las concentraciones de CO2 aumentan, el pH disminuye típicamente a valores de 7.8-8.0. Puede llegar a valores de 7.5 o inferiores en aguas de reducida salinidad o en condiciones anaeróbicas, cuando las bacterias utilizan la reducción de sulfato como fuente de oxígeno para la descomposición de materia orgánica y liberan H2S a la solución. Sin embargo, cuando el sulfato ha sido utilizado la descomposición de materia orgánica bajo condiciones anaeróbicas (anóxicas) involucra la reducción del propio CO2, y conduce a la formación de hidrocarbonos, tales como CH4. Bajo estas condiciones el pH puede llegar a valores tan altos como 12. Entonces, Incluso en condiciones anóxicas el pH del agua de mar nunca llega a se ácido.

Alcalinidad

Es difícil medir directamente las proporciones relativas de los iones bicarbonato y carbonato, pero sus concentraciones combinadas se determinan a partir de la medida experimental de la alcalinidad por valoración de la muestra de agua de mar con ácido. La cantidad de ácido utilizado en la valoración es una medida de la cantidad de iones hidrógeno para neutralizar las cargas negativas de los iones carbonato y bicarbonato.

Como el carbonato tiene dos cargas negativas, son necesarios 2 moles de hidrógeno para neutralizar las cargas. El volumen de ácido utilizado en la valoración, proporciona la alcalinidad debida a carobonatos (Ac)

Ac = [HCO3-] + 2 [CO32-]

Según el balance de masa, el carbono total disuelto en la muestra de agua, viene dado por.

[∑CO2] = [HCO3-] + [CO32-]

Si se conoce la alcalinidad y el carbono disuelto total, combinando las dos ecuaciones anteriores, se puede calcular la concentración del ión carbonato.

Ac –[ΣCO2] = [CO32-]

y sustituyendo esta concentración en alguna de las dos ecuaciones se puede calcular la concentración de ión bicarbonato.

La alcalinidad total del agua de mar se define como la concentración de todas las bases que pueden aceptar iones H+ cuando se realiza una valoración con HCl a el punto final del ácido carbónico. El valor de AT es dado por:

El porcentaje de AT debido a las diferentes bases se muestra en la siguiente tabla:

 

Para la mayoría de las aguas oceánicas , HCO3-, CO32- y B(OH)4- son las bases más importantes.

La alcalinidad debida a los carbonatos puede ser calculada como:

Ac = AT – ∑Bi

Dónde ∑Bi es la suma de todas las bases diferentes al carbonato y al bicarbonato.

Para aguas anóxicas, HS y NH3 pueden también contribuir a la alcalinidad total.

La alcalinidad también se define como la concentración neta molar en equivalentes de carga de los cationes de bases fuertes en disolución en exceso de la concentración neta molar en equivalentes de carga de los aniones ácidos fuertes en disolución.

Estos son los componentes iónicos dominantes en el agua de mar sin incluir el HCO3– y CO32- El valor de A calculado de esta forma es 2 mol m-3 ya que estos componentes son conservativos. Sin embargo, la A cambia con el agua de mar. Cuando de observa la relación [Ca2+]/ S en la columna de agua, se observa que esta es mayor en las aguas profundas que en las superficiales. El Ca2+ utilizado en las aguas superficiales por los organismos regresa a la disolución al disolverse los esqueletos en profundidad. La concentración total de cationes de base fuerte es mayor en las aguas profundas que en las aguas superficiales.

 

Perfiles verticales típicos de alcalinidad total y alcalinidad total normalizada en el Océano Atlántico Norte y Pacífico Norte.

 

La alcalinidad total de las aguas superficiales y profundas ha sido extensivamente medida. Los valores superficiales en el Atlántico son mayores que en el Pacífico debido a la mayor salinidad de esta agua causada por evaporación. Los resultados pueden ser normalizados dividiendo por la clorinidad y calculando la alcalinidad específica (AT/Cl). Los valores más altos de alcalinidad normalizada en aguas profundas están relacionados con la disolución de CaCO3. Los valores de alcalinidad del Pacífico profundo son más altos que los del Atlántico dado que son aguas más antiguas y han acumulado más CO32-.

 

Esquema de las distintas especies del sistema del carbonato en agua de mar y algunos de los equilibrios que ocurren entre ellas. Consecuencias adicionales a la asimilación de dióxido de carbono por los océanos como es como ya hemos visto la acidificación oceánica. Desde la época preindustrial a la actualidad el pH de los océanos ha disminuido 0.1 unidades de pH.  http://www.us-ocb.org/

Dióxido de carbono total

Al igual que ocurre con el oxígeno, cuanto menor temperatura más CO2 encontramos en disolución. Bajo la termoclina, sin embargo, donde la temperatura es virtualmente constante, la solubilidad del dióxido de carbono llega a ser casi enteramente función de la presión. Un aumento de presión fuerza al CO2 en disolución a formar ácido carbónico y sus productos de disociación.

Perfiles verticales de dióxido de carbono inorgánico disuelto total en los Océanos Atlántico y Pacífico. Los valores superficiales son mínimos en las capas superficiales debido a fotosíntesis. Conforme aumenta la profundidad los valores aumentan debido a la oxidación de material orgánico. Los valores de ΣCO2 son más altos para las aguas profundas del Pacífico que para las aguas profundas del Atlántico debido a su mayor antigüedad que les ha permitido acumular más CO2 procedente de la oxidación microbiana.

Los valores de ∑CO2 y AT se correlacionan muy bien por lo que pueden utilizarse para caracterizar masas de agua.

Presión parcial de CO2 (PCO2 )

Los cambios en la presión parcial de CO2 en las aguas superficiales son causados por:

  1. Traslado por fotosíntesis
  2. Traslado por formación de CaCO3
  3. Traslado por calentamiento solar
  4. Adición por oxidación de material orgánico
  5. Adición por disolución de CaCO3
  6. Adición por incremento antropogénico de CO2 en la atmósfera

Variación estacional promedio del dióxido de carbono en la atmósfera

La variación estacional de CO2 atmosférico es causada principalmente por variaciones en la fotosíntesis y respiración de las plantas terrestres. El máximo ocurre en abril y mayo y el mínimo en septiembre y octubre.

Determinación de los parámetros del CO2

Para caracterizar adecuadamente los diferentes componentes del sistema del carbonato en las aguas oceánicas, deben medirse al menos dos de los cuatro parámetros medibles

  1. pH
  2. Alcalinidad (AT)
  3. CO2 total
  4. Presión parcial de CO2 (PCO2)

Tradicionalmente la determinación de los diferentes parámetros se ha realizado mediante toma de muestras “in situ” y el posterior análisis en laboratorio.

Actualmente puede realizarse la determinación autónoma de distintos parámetros del sistema del CO2 mediante sensores situados en Plataformas autónomas de monitorización oceánica.

http://www.estoc.es

Referencias: Frank J. Millero & Mary L. Sohn (1992) Chemical Oceanography. CRC Press. 530 pp

8.Perturbaciones antropogénicas al Ciclo

Desde los años sesenta, la quema de los combustibles fósiles ha sido la fuente mas importante del CO2 antropogénico. El uso cada vez más generalizado de energía obtenida del petróleo ha incrementado también las concentraciones de otros gases como el O3 , CO, NOx y SOx. La producción de gases de efecto invernadero continúa creciendo. Los cambios de uso de la tierra, en particular la deforestación y la destrucción de la cubierta vegetal, están favoreciendo el incremento de las concentraciones de CO2 atmosférico debido a la reducción de la fotosíntesis y a una mayor tasa de respiración por la degradación de la materia orgánica muerta. Según la normativa definida por el Panel Intergubernamental de Cambio Climático (IPCC), las estimaciones nacionales de emisiones y absorciones de gases de efecto invernadero se dividen en los siguientes sectores principales:

  • Energía (quema de combustibles fósiles: carbón, petróleo y gas natural)
  • Procesos industriales y uso de productos, principalmente producción de cementos
  • Agricultura, silvicultura y otros usos de la tierra
  • Desechos
  • Otros

Según esta entidad si se mantuviera la actual velocidad de generación de estos gases, muy probablemente la temperatura media global atmosférica aumentaría de 2 a 4.2ºC en el año 2100. En altas latitudes, las temperaturas probablemente alcanzarían incrementos de 4 a 6ºC por encima de los valores actuales.

http://www.usgcrp.gov

Combustibles fósiles

 

El carbono orgánico almacenado en los sedimentos como hulla, gas natural, y petróleo durante cientos de millones de años está siendo consumido como resultado de las actividades humanas y regresa a la atmósfera como dióxido de carbono (CO2 ) a escalas temporales de unas pocas centurias. La energía obtenida a partir de esta transformación de combustibles fósiles suministra electricidad, calor, transporte, y poder industrial.

En los años 90, la utilización antropogénica de combustibles fósiles emitió 6.4 Petagramos de carbono (PgC) por año, mientras que entre el año 2000 y 2008 la emisión fue de 7.7 PgC/yr. Las emisiones se incrementaron entre 2000 y 2008 en un 3.4% por año, sustancialmente más rápido que la tasa de aumento de 1.0% por año en los años 90. Este incremento dramático es debido principalmente a que los países desarrollados han doblado las emisiones.

A causa de las emisiones antropogénicas, el CO2 atmosférico ha aumentado a niveles que son actualmente más del 30% más altos que anteriormente a la revolución industrial.

Puedes leer más sobre variaciones temporales y espaciales de las emisiones de CO2 en Project Vulcan. Y en (http://unfccc.int) sobre actividades de “United Nations Framework Convention on Climate Change” que versan sobre Fuentes de energías alternativas o planes de actuación tras el tan conocido protocolo de Kyoto.

Producción de cementos

La producción de cemento es el rubro de mayor importancia dentro de las emisiones de CO2 por procesos industriales.

Fabricantes están trabajando en nuevos materiales y formas de fabricar cemento que reduzcan las emisiones de CO2 , incluso que alcancen las emisiones cero por compensación.

Cambios en el uso del suelo

Tala de árboles La tala masiva de bosques para las tierras de agricultura y la obtención de madera, eliminan vegetación captadora de CO2 , han supuesto un aumento del CO2 atmosférico en una cantidad equivalente a la mitad del combustible fósil.

Deforestación en región tropical

Las nuevas tierras de cultivo se crean típicamente cortando los bosques. Cuando los árboles son talados y quemados o almacenados y se descomponen, el carbono vuelve a la atmósfera. Actualmente, deforestación y la resultante fuente neta de carbono a la atmósfera ocurre principalmente en los trópicos. Sin embargo, en los últimos 200 años, la limpieza de bosques para agricultura en latitudes medias del Hemisferio Norte es también una fuente sustancial de carbono a la atmósfera. Desde mitad del siglo XX, muchas de las tierras de cultivo menos productivas en los EEUU y Europa han sido repobladas, permitiendo así la acumulación de carbono en la biomasa vegetal.

Plantación de pinos (pinus canariensis) en Gran Canaria tras incendio

Existen grandes incertidumbre en las estimaciones de los usos de la tierra en parte debido a que las estimaciones de deforestación son por sí mismas inciertas, y también en parte porque la cantidad de carbono almacenada en los bosque no está bien cuantificada. Han sido utilizados una variedad de modelos para predecir escenarios de emisión en base a futuros usos de la tierra (IPCC Special Report on Emission Scenarios, Chapter 6).

Las nuevas tierras de cultivo se crean típicamente cortando los bosques. Cuando los árboles son talados y quemados o almacenados y se descomponen, el carbono vuelve a la atmósfera. Actualmente, deforestación y la resultante fuente neta de carbono a la atmósfera ocurre principalmente en los trópicos. Sin embargo, en los últimos 200 años, la limpieza de bosques para agricultura en latitudes medias del Hemisferio Norte es también una fuente sustancial de carbono a la atmósfera. Desde mitad del siglo XX, muchas de las tierras de cultivo menos productivas en los EEUU y Europa han sido repobladas, permitiendo así la acumulación de carbono en la biomasa vegetal.

References: Houghton, R.A. (2007) Balancing the global carbon budget. Annu. Rev. Earth Planet. Sci. 35:313-47. 10.1146/annurev.earth.35.031306.140057

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