El ciclo global del carbono

1. El ciclo global del carbono y sus flujos

La figura representa el ciclo global del carbono y sus flujos entre las cuatro esferas superficiales del planeta: litosfera, hidrosfera, biosfera i atmósfera. En ella se indican también las reservas de carbono implicadas, expresadas en GTc (GTc = giga toneladas de equivalente carbono, es decir, en miles de millones de toneladas métricas de equivalente carbono).

Se observa en la figura que la mayor reserva de carbono está constituida por las rocas sedimentarias. Otra gran reserva es el océano: en realidad se trata del océano profundo (más de 100 metros de profundidad). Es decir, que la película superficial del planeta contiene relativamente poco carbono, pero este carbono es sumamente importante para la vida.

En cuanto al flujo entre las reservas, se evalúa el tiempo de residencia de un átomo de carbono en 4 años en la atmósfera, 11 años en la biosfera, 385 años en la hidrosfera superficial (océano de 0 a 100 m), de más de 100.000 años en el océano profundo y de unos 200 millones de años en la litosfera. Es importante no perder de vista estos valores en toda discusión sobre el impacto de los gases de efecto invernadero (en especial el CO2) en los cambios climáticos y las escalas de tiempo correspondientes.

En el ciclo global del carbono, hay una jerarquía de sub-ciclos que operan a escalas diferentes, desde unas decenas de años (el reciclaje del CO2 por las plantas) hasta cientos de millones de años (el reciclaje del carbono orgánico a través de las rocas sedimentarias o de los hidrocarburos, por ejemplo). Los procesos físicos, químicos y biológicos actúan conjuntamente y están tan íntimamente ligados que se hace difícil separarlos. Para una mejor comprensión, vamos a examinar de manera separada el reciclaje de dos tipos de carbón: el ciclo del carbón orgánico y el del carbón inorgánico. Hay que entender que esta separación es artificial y que, en la realidad, los dos ciclos están íntimamente ligados. Pero esta separación ayuda a entender mejor un sistema muy complejo.


2. El ciclo del carbón orgánico


2.1. El ciclo corto del carbón orgánico

La figura resume los dos ciclos, corto y largo, del carbono orgánico, con una cuantificación de los flujos y de las reservas en GTc.

En cuanto al ciclo corto, hablamos de procesos que tienen tiempos inferiores a un siglo. El proceso de base del reciclaje del carbono a corto plazo es la pareja fotosíntesis – respiración, es decir, la conversión del carbono inorgánico en carbono orgánico por la fotosíntesis, e inversamente, la conversión del carbono orgánico de la materia orgánica en carbono inorgánico por la respiración. Hay que considerar tres reacciones de base.

La primera es la fotosíntesis, que utiliza la energía solar para sintetizar la materia orgánica fijando el carbono en forma de hidratos de carbono (CH2O):

CO2 + H2O + energía solar → CH2O + O2

La materia orgánica se ha representado aquí por CH2O, la forma más simple de hidrato de carbono. En realidad, se trata de moléculas mucho mayores y más complejas, cuya base sigue siendo los elementos C, H y O, pero a los cuales vienen a unirse otros elementos en pequeñas cantidades, como nitrógeno, fósforo y azufre. Esta parte de la materia orgánica corresponde a la productividad primaria, y los productores implicados (bacterias, algas y plantas) reciben el nombre de productores primarios, que son los que captan la energía solar y la transforman en energía química, que almacenan en sus tejidos. Esta energía química se transfiere a los organismos consumidores, incluyendo los animales. Es interesante señalar que en la naturaleza, la biomasa de los consumidores es muy inferior (alrededor del 1 %) a la de los productores primarios.

Los consumidores obtienen su energía de la que está contenida en los productores primarios, ingiriendo sus tejidos y respirando. La respiración es la reacción inversa de la fotosíntesis: a partir del oxígeno libre O2, transforma cualquier materia orgánica en CO2

CH2O + O2 → CO2 + H2O

Se trata de una reacción que necesita la disponibilidad de oxígeno libre. En la naturaleza, una parte de la materia orgánica es respirada (oxidada) por los animales o las plantas, y otra parte se encuentra en el suelo terrestre o en los sedimentos marinos. La descomposición tiene lugar por la acción de microorganismos, bacteria y hongos. Estos microorganismos forman dos grupos:
- los que utilizan oxígeno libre para su metabolismo, llamados aerobios,

- los que utilizan el oxígeno de las moléculas de la propia materia orgánica, en ausencia de oxígeno libre, llamados anaerobios.

La descomposición aeróbica produce CO2 por la misma reacción que la de la respiración. En los medios anóxicos (sin oxígeno libre), los anaerobios descomponen la materia orgánica por el proceso de fermentación.

La fermentación produce dióxido de carbono y metano:

CH2O → CO2 + CH4

Estos dos gases pueden escaparse a la atmósfera. El metano, que es un gas cuyo efecto invernadero es 20 veces mayor que el del CO2, se oxida y se transforma rápidamente en dióxido de carbono. De hecho, su tiempo de residencia en la atmósfera sólo es de 10 años (pero no hay que olvidar que se transforma en CO2). Una parte del metano permanece en el sedimento, donde forma depósitos de gas natural. Otra parte de este gas es “comido” por bacterias en los fondos oceánicos.


2.2. El ciclo largo del carbono orgánico

Los procesos que acabamos de discutir (fotosíntesis, respiración, fermentación) afectan el ciclo del carbono orgánico, en particular el equilibrio del CO2 atmosférico, en una escala de tiempo inferior al siglo.

Para escalas de tiempo mucho más largas, los procesos de naturaleza geológica son los más importantes, procesos que actúan durante miles y hasta millones de años. Se trata de procesos como la incorporación de materia orgánica en los sedimentos y en las rocas sedimentarias, su transformación en combustibles fósiles y su alteración (oxidación) subsiguiente. Los flujos de carbono ligados a estos procesos son poco importantes, pero, en cambio, sus reservas son inmensas, como se ve en la figura, y el tiempo implicado muy largo.

El llenado del inmenso depósito de carbono orgánico que constituyen las rocas sedimentarias, principalmente los esquistos, se ha hecho poco a poco a lo largo de los tiempos geológicos, con dos aceleraciones importantes, la primera durante la explosión de vida de hace unos 600 millones de años, y la segunda durante el período de los grandes bosques, hace unos 360 millones de años.

Parte de este depósito de carbono orgánico se oxida, a un ritmo muy lento. Se trata del carbono contenido en los hidrocarburos, carbones y similares. Esta oxidación se realiza a medida que las rocas sedimentarias quedan expuestas al aire o a las aguas subterráneas oxigenadas, cuando los movimientos tectónicos que afectan a la superficie terrestre las llevan a la superficie.

Se evalúa el tiempo de residencia del carbono orgánico de esta reserva en más de 200 millones de años, es decir, aproximadamente el tiempo correspondiente a la formación del depósito de sedimentos y materias orgánicas en un fondo oceánico, al soterramiento y a la transformación de estos sedimentos en rocas sedimentarias y, finalmente, a su emergencia al formarse una cadena montañosa.

La extracción y la combustión de petróleo, gas y carbón que practicamos alegremente han contribuido a transformar una parte de este ciclo largo en ciclo corto.


3. El ciclo del carbono inorgánico

Hemos visto que la interacción fotosíntesis – respiración – fermentación es el nudo del ciclo del carbono orgánico. Hay otros procesos de reciclaje del carbón que implican el carbono inorgánico, entre los cuales el que está contenido en el CO2 y en los carbonatos (CaCO3).

Los depósitos importantes de carbono inorgánico son la atmósfera, los océanos, los sedimentos y las rocas carbonatadas, principalmente las calizas (CaCO3), pero también las dolomitas CaMg(CO3)2.

La figura resume el ciclo del carbono inorgánico, indicando el tamaño de las reservas en los depósitos (cifras azules) y los flujos entre las reservas (cifras rojas)

El intercambio entre el CO2 de la atmósfera y el del océano tiende a mantenerse en equilibrio.

La alteración química de las rocas continentales, llamada meteorización, convierte el CO2 disuelto en las aguas de lluvia y de escorrentías en HCO3- que es arrastrado al mar. Los organismos vivos combinan este HCO3- con Ca++ para producir sus esqueletos o sus conchas de CaCO3. Una parte de este CaCO3 se disuelve en el agua y otra parte se acumula sobre el fondo del océano donde finalmente se produce su soterramiento para formar rocas sedimentarias carbonatadas.

Estas últimas vuelven a la superficie al cabo de varias decenas de millones de años por los movimientos tectónicos ligados a la tectónica de placas. Una parte de las rocas carbonatadas se recicla en los magmas de subducción y vuelve a la atmósfera en forma de CO2 emitido por los volcanes.