El
ciclo global del carbono
Víctor
J. Jaramillo*
INTRODUCCIÓN
EL CARBONO (C) ES UN elemento fundamental de los compuestos orgánicos,
en los que se combina con nitrógeno, fósforo, azufre,
oxígeno e hidrógeno para constituir las moléculas
más importantes para la vida. Como sucede con todos los
elementos, la disponibilidad de C no es infinita en el planeta
y, por tanto, el C circula entre la materia orgánica y
el ambiente físico-químico de manera constante.
El movimiento del C ocurre a diferentes escalas espacio-temporales,
que van desde el nivel molecular, pasando por el organísmico
hasta el global. El C, en su unión molecular con el oxígeno,
constituye el bióxido de carbono (CO2), gas resultante
de procesos tanto geoquímicos como biológicos, y
cuya presencia en la atmósfera es fundamental en la regulación
de la temperatura del planeta debido a sus propiedades como gas
de invernadero (ver el capítulo ¿Qué es el
efecto invernadero?, de R. Garduño, en esta sección).
El bióxido de carbono ha sido un componente importante
de nuestra atmósfera desde hace miles de millones de años,
cuando la gran actividad volcánica del planeta lo lanzaba
a la atmósfera. La atmósfera primitiva era más
rica en bióxido de carbono- aproximadamente una concentración
de 3% contra 0.036% en la actualidad- y evitaba la salida de la
radiación, produciendo, junto con el vapor de agua, un
calentamiento global en el planeta (Lovelock, 1988). La importancia
del CO2 y el vapor de agua en la atmósfera para la regulación
de la temperatura del planeta es tal que sin su presencia la temperatura
promedio actual del planeta sería aproximadamente 33oC
más fría y, por lo tanto, el planeta estaría
congelado (Schlesinger 1997).
EL FLUJO DE CARBONO
Las
plantas superiores adquieren el bióxido de carbono (CO2)
atmosférico por difusión a través de pequeñísimos
poros de las hojas conocidos como estomas, y es transportado a
los sitios donde se lleva a cabo la fotosíntesis. Cierta
cantidad de este CO2 regresa a la atmósfera, pero la cantidad
que se fija y se convierte en carbohidratos durante la fotosíntesis
se conoce como producción primaria bruta (PPB).
Ésta
se ha estimado globalmente en 120 PgC/año (1 Pg [Petagramo]
= 1015 g; figura 1). La mitad de la PPB (60 PgC/ año) se
incorpora en los tejidos vegetales, como hojas, raíces
y tejido leñoso, y la otra mitad regresa a la atmósfera
como CO2 debido a la respiración autotrófica (respiración
de los tejidos vegetales, Ra). El crecimiento anual de las plantas
es el resultado de la diferencia entre el carbono fijado y el
respirado. Se le conoce como producción primaria neta (PPN)
y en el nivel global se ha estimado en 60 PgC/año. Eventualmente,
en el transcurso de pocos a muchos años, casi todo el C
fijado por vía de la PPN regresa a la atmósfera
por medio de dos procesos: la respiración heterótrofa
(Rh), que incluye a los descomponedores de la materia orgánica
(bacterias y hongos que se alimentan de tejidos muertos y de exudados)
y a los herbívoros; y por la combustión en los fuegos
naturales o antropogénicos. Gran parte de la biomasa muerta
se incorpora al detritus y a la materia orgánica del suelo,
donde es “respirada” a diferentes velocidades dependiendo
de sus características químicas. Se producen así
almacenes de C en el suelo que regresan el C a la atmósfera
en diferentes periodos. La diferencia entre la fijación
de C por la PPN y las pérdidas por la Rh, en ausencia de
otras perturbaciones que producen pérdidas de carbono (p.
ej. el fuego o la cosecha), se conoce como la producción
neta del ecosistema (PNE). Y cuando todas las pérdidas
de C se contabilizan, tales como el fuego, la cosecha o la remoción,
el transporte por los ríos a los océanos y la erosión,
lo que queda es el C que acumula efectivamente la biosfera nivel
global, y que se conoce como la producción neta del bioma
(PNB). Ésta se ha calculado en 0.2 + 0.7 PgC/año
para la década de los ochenta, y en 1.4 + 0.7 PgC/año
para la de los noventa.
Figura
1. El ciclo global del carbono en la actualidad. Los
almacenes están expresados en Pg C y los flujos en Pg C/año.
PPB = producción primaria bruta; Ra = respiración
autótrofa; Rh = respiración heterótrofa;
COD = carbono orgánico disuelto; CID = carbono inorgánico
disuelto. Fuente: Esquema modificado de Schlesinger 1997, y actualizado
con información de IPCC 2001.
¿Qué procesos regulan la concentración de
CO2 en la atmósfera? Se considera que existen dos mecanismos
generales que operan de manera conjunta pero en escalas diferentes
de tiempo. En el largo plazo (cientos de millones de años),
el ciclo geoquímico del Carbonato-Silicato opera como regulador
de dicha concentración. En este ciclo, el CO2 atmosférico
se disuelve en el agua de lluvia y forma ácido carbónico
que reacciona con los minerales expuestos sobre la superficie
terrestre, generando lo que se conoce como intemperismo de la
roca. Los ríos acarrean los productos disueltos al océano.
En el océano se forma el carbonato de calcio; éste
se deposita en los sedimentos marinos que por el proceso de subducción
entran a la corteza baja de la Tierra. En este proceso se reincorporan
elementos a los minerales primarios de las rocas y el carbono
regresa a la atmósfera como CO2 por las emisiones volcánicas
e hidrotermales. Este ciclo geoquímico ha ayudado a mantener
la concentración del CO2 atmosférico por debajo
de 1% durante los últimos 100 millones de años;
sin embargo, los flujos de carbono anuales son relativamente pequeños.
La aparición de la vida sobrepuso al ciclo geoquímico
un ciclo biogeoquímico de corto plazo. En éste dominan
dos grandes transferencias anuales de C: el flujo de CO2 de la
atmósfera a las plantas como resultado de la fotosíntesis,
y el regreso de CO2 a la atmósfera como resultado de la
descomposición de la materia orgánica. En los periodos
de la historia de la Tierra en los que la producción de
materia orgánica ha excedido a su descomposición,
el C orgánico se ha acumulado en los sedimentos geológicos.
La
magnitud de estos flujos es tal que ha sido posible detectarlos
mediante las variaciones estacionales de las concentraciones atmosféricas
de CO2, particularmente en el Hemisferio Norte debido a su mayor
masa continental en comparación con el Hemisferio Sur.
Otro componente natural del ciclo del carbono lo constituye el
metano (CH4). Este gas es, después del bióxido de
carbono, el compuesto de carbono más abundante en la atmósfera
(Schlesinger, 1997). Se produce por la fermentación de
la materia orgánica en condiciones anaeróbicas,
tal como ocurre, por ejemplo, en los humedales, los sedimentos
lacustres y en el aparato digestivo de los rumiantes y las termitas.
La concentración de metano muestra variaciones latitudinales
es mayor en el Hemisferio Norte que en el Sur †y fuertes
oscilaciones estacionales. Tiene una capacidad de absorción
de radiación infrarroja 20 veces mayor por molécula
que el bióxido de carbono (Silver y DeFries, 1990), por
lo que el aumento de la concentración de este gas en la
troposfera tiene también el potencial para contribuir de
manera significativa a un cambio climático global (ver
el capítulo Los gases regulados por la Convención
Marco de las Naciones Unidas sobre el Cambio Climático,
de D. H. Cuatecontzi y Jorge Gassca, en esta sección).
PERTURBACIONES
AL CICLO Y EL BALANCE GLOBAL ACTUAL
Las
perturbaciones al ciclo global del carbono se enmarcan dentro
de un contexto más amplio reconocido como «el cambio
ambiental global», que amenaza de diversas formas el funcionamiento
del planeta e incluye varios fenómenos y procesos íntimamente
relacionados. Un cambio global se define a partir de dos tipos
de fenómenos: a) aquel que altera las capas de fluídos
del sistema de la Tierra (la atmósfera o los océanos),
y que, por lo tanto, es experimentado a escala planetaria, y b)
aquel que ocurre en sitios discretos pero tan ampliamente distribuidos
que constituye un cambio global (Vitousek 1992). Como ejemplos
del primero tenemos el cambio en la composición de la atmósfera
(p. ej. aumentos en la concentración de bióxido
de carbono y de metano), el cambio climático, la destrucción
de la capa de ozono en la estratosfera y el aumento de la incidencia
de radiación ultravioleta. Dentro del segundo tipo están
la pérdida de la biodiversidad, el cambio en el uso del
suelo (p. ej. la destrucción de los bosques para uso agropecuario),
los cambios en la química atmosférica (p. ej. la
lluvia ácida y el aumento en la concentración de
ozono en la troposfera) y las invasiones biológicas.
El denominador común de todos los componentes del cambio
ambiental global es el ser humano y sus actividades, que han adquirido
enormes proporciones con relación a los flujos de energía
y materiales en el nivel global. Por ejemplo, el ser humano consume
directamente, el solo, cerca de 2% de la productividad primaria
neta de los ecosistemas terrestres, pero al hacerlo utiliza o
destruye cerca de 40% del total (Vitousek et al.
1986). Las perturbaciones del ciclo global del carbono tienen
graves repercusiones en el clima del planeta debido a las propiedades
del CO2 y del metano como gases de efecto invernadero: a una mayor
concentración en la atmósfera mayor temperatura
promedio global del planeta.
El aumento en las concentraciones de bióxido de carbono
y de metano en la parte baja de la atmósfera (troposfera),
está bien documentados (IPCC, 2001). Las mediciones realizadas
en Mauna Loa, Hawai, desde 1957, así como las mediciones
indirectas (p. ej. con núcleos de hielo), han mostrado
un aumento de la concentración atmosférica de CO2:
de 280 partes por millón (ppm) en 1750 a 367 ppm en 1999.
Esto
significa un incremento de 31% en poco más de 100 años.
Aunque se han documentado concentraciones similares a la actual
en el registro geológico, ésta constituye el nivel
más alto alcanzado en los últimos 420,000 años,
y la velocidad de cambio no parece tener precedente en los últimos
20,000 años (IPCC, 2001). Sin embargo, la tasa de aumento
presenta variaciones anuales bastante grandes. La concentración
de metano en la atmósfera, que es mucho más baja
que la de CO2, aumentó de cerca de 700 partes por billón
(ppb) en 1750 a 1745 ppb en 1998, lo que representó un
aumento de 150%. Esta concentración no ha sido excedida
tampoco en los últimos 420,000 años. Las causas
del incremento de la concentración de gases de carbono
en la atmósfera están bien identificadas. En el
caso del CO2 son el uso industrial y doméstico de combustibles
que contienen carbono (petróleo, carbón, gas natural
y leña), la deforestación –que provoca la
descomposición de la materia orgánica– y la
quema de la biomasa vegetal. En el caso del metano son la agricultura
(p. ej. cultivo de arroz), el uso de gas natural, los rellenos
sanitarios, el aumento del hato ganadero y la quema de la biomasa
vegetal. Sin embargo, es el uso indiscriminado e ineficiente de
los combustibles fósiles el principal generador de la tendencia
actual (IPCC, 2001, cuadro 1). Desde la perspectiva del ciclo
global del C, estos flujos antropogénicos son pequeños
si se les compara con los que ocurren naturalmente entre la atmósfera,
los ecosistemas terrestres y los océanos (ver magnitudes
en la figura 1), pero son suficientes para modificar los flujos
netos y aumentar el contenido de CO2 de la atmósfera. Es
importante notar que son los movimientos anuales de carbono, más
que la cantidad almacenada en los diferentes reservorios, lo que
importa en este contexto. Por ejemplo, el océano contiene
el mayor almacén de C cerca de la superficie de la Tierra
(figura 1), pero la mayor parte de dicho almacén no está
en intercambio activo con la atmósfera.
CUADRO
1. EL BALANCE GLOBAL DEL CARBONO EN PGC/AÑO PARA
DOS DÉCADAS
|
|
1980
|
1990
|
| Aumento
atmosférico |
3.3
± 0.1 |
3.2
± 0.1 |
| Emisiones
(combustibles fósiles cemento) |
5.4
± 0.3 |
6.3
± 0.4 |
| Flujo
tierra-atmósfera |
-1.9
± 0.6 |
-1.7
± 0.5 |
| Flujo
tierra-atmósfera* |
-0.2
± 0.7 |
-1.4
± 0.7 |
| *dividido
como |
|
|
| Cambio
de uso del suelo |
1.7
(0.6 a 2.5) |
ND |
| Sumidero
terrestre residual |
-1.9
(-3.8 a 0.3) |
ND |
Los
valores positivos son flujos hacia la atmósfera, y los
valores negativos representan captura desde la atmósfera.
Los errores indican 1 D.E. como valor de incertidumbre, pero no
la variabilidad anual, que es sustancialmente mayor. ND = información
no disponible
Fuente: Cuadro modificado de IPCC 2001.
El
balance muestra a las emisiones, en particular por combustibles
fósiles, como el flujo más importante hacia a la
atmósfera, y se observa un aumento en las emisiones de
la década de 1980 a la de 1990 (cuadro 1). El aumento atmosférico
se mantiene constante y además sólo representa una
proporción de estas emisiones. Pasó de representar
61% de las emisiones en la década de 1980, a 51% en la
de 1990.
Esto
plantea la interrogante sobre el destino del carbono que no se
acumula en la atmósfera. El cuadro 1 identifica dos sumideros
de carbono, indicados con flujos negativos, uno en el océano
y el otro en la superficie terrestre. La cuantificación
de estos flujos, a pesar de las grandes incertidumbres asociadas,
representa uno de los mayores logros de la investigación
sobre el ciclo global del carbono en la última década.
El flujo océano-atmósfera indica que los océanos
capturan entre 1.7 y 1.9 PgC/año. Esta captura se da por
medio de dos procesos principales. Uno que implica una mayor captura
en regiones que son sumideros naturales de CO2, como aquellas
en las que se exponen las aguas que han pasado muchos años
en el interior del océano desde su último contacto
con la atmósfera (conocidas como “aguas viejas”).
El otro, que se da con la reducción en la liberación
natural de CO2 en las regiones de surgencias por su aumento de
concentración en la atmósfera, y que provoca una
mayor permanencia del CO2 en el océano (ver el capítulo
Clima oceánico: los mares mexicanos ante el cambio climático
global, de A. Gallegos, en esta sección).
El flujo entre la superficie terrestre y la atmósfera representa
un balance entre el flujo debido al cambio de uso del suelo, que
es actualmente positivo, y un componente residual, que es por
inferencia negativo o un sumidero de carbono. Se observa que para
la década de 1980, la biosfera terrestre fue prácticamente
neutral respecto al intercambio neto de carbono. La información
disponible permite cuantificar para esta década, con altos
grados de incertidumbre, las emisiones debidas al cambio de uso
del suelo en el orden de 1.7 PgC/año. Estas emisiones se
debieron fundamentalmente a los procesos de deforestación
en los trópicos (Houghton, 1999). La captura de carbono
se identifica con la existencia de sumideros en Norte América,
Europa y Eurasia, asociada al recrecimiento de la vegetación
en áreas agrícolas abandonadas, a la prevención
de fuegos, además de a las respuestas de las plantas a
temporadas más largas de crecimiento y al efecto de fertilización
por el propio aumento de CO2 atmosférico y por la deposición
de nitrógeno (Schimel et al. 2001). Los resultados recientes
con análisis de modelación inversa (i.e. que utilizan
las variaciones en la concentración de CO2 atmosférico
para hacer los cálculos de los flujos) sugieren la existencia
de un sumidero de carbono en los trópicos que balancea
las emisiones por deforestación en esa región. Existe,
sin embargo, gran incertidumbre respecto a los procesos involucrados
en ello. El balance para la década de 1990 indica la presencia
de un sumidero terrestre aún mayor. Sin embargo, se considera
que se debió más a una respuesta a la variabilidad
climática en los primeros años de la década
que a una tendencia sistemática. Con la información
disponible aún no ha sido posible cuantificar por separado
las emisiones por el cambio de uso del suelo y la captura de carbono
por los ecosistemas terrestres para la década de 1990 tal
y como se realizó para la década anterior.
La capacidad de los ecosistemas terrestres para funcionar como
sumideros de carbono depende, de manera importante, del “efecto
de fertilización” debido al aumento en la concentración
del bióxido de carbono en la atmósfera y a la deposición
del nitrógeno atmosférico, que se ha emitido en
exceso por diversas actividades humanas. El efecto de fertilización
por el CO2 es posible ya que su concentración atmosférica
actual limita la capacidad productiva de las plantas. Existe evidencia
de que dicho efecto de fertilización aumenta el crecimiento
de las plantas en condiciones naturales, aunque no en las magnitudes
en las que los estudios fisiológicos con plantas individuales
y en condiciones controladas sugerían (Mooney et al. 1999).
El efecto de la fertilización por nitrógeno se debe
a que la disponibilidad de este elemento limita la productividad
primaria de muchos ecosistemas terrestres (Schlesinger 1997).
Es
importante considerar que las magnitudes que se calculan actualmente
para los sumideros de C no operarán de manera constante
en el futuro, ya que todos los procesos claves disminuirán.
Por ejemplo, la captura de C por los bosques jóvenes que
crecen en las tierras agrícolas disminuirá conforme
éstos lleguen a la madurez. Igualmente, las respuestas
a la fertilización por el CO2 atmosférico y por
la deposición de nitrógeno mostrarán una
saturación fisiológica, al tiempo que también
otros recursos se volverán limitantes. Más aún,
se espera que los efectos del cambio climático sobre los
ecosistemas reduzcan la capacidad de los sumideros a una escala
global (Schimel et al. 2001).
Es fundamental tomar en cuenta estas limitaciones de los sistemas
biológicos de la Tierra al hacer consideraciones sobre
el balance global de carbono en el futuro.
AGRADECIMIENTOS
Se
agradece el apoyo del Biól. Raúl Ahedo en la elaboración
de la figura y el cuadro.
BIBLIOGRAFÍA
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Silver, C. S. y R. S. DeFries. 1990. One Earth, One Future. Washington,
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Vitousek, P. M., P. R. Ehrlich, A. H. Ehrlich y P. A. Matson.
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36: 368-373.
——— 1992. Global environmental change: An introduction.
Annual Review of Ecology and Systematics 23: 1-14.
Notas
*
Instituto de Ecología, UNAM.
