Ciclo del carbón

El ciclo del carbono es el ciclo biogeoquímico mediante el cual se intercambia carbono entre la biosfera, la pedosfera, la geosfera, la hidrosfera y la atmósfera de la Tierra. El carbono es el componente principal de los compuestos biológicos, así como un componente importante de muchos minerales como la piedra caliza. Junto con el ciclo del nitrógeno y el ciclo del agua, el ciclo del carbono comprende una secuencia de eventos que son clave para que la Tierra sea capaz de albergar vida. Describe el movimiento del carbono a medida que se recicla y reutiliza en toda la biosfera, así como los procesos a largo plazo de secuestro y liberación de carbono de los sumideros de carbono. Los sumideros de carbono en la tierra y el océano actualmente absorben cada año alrededor de una cuarta parte de las emisiones antropogénicas de carbono.

Los seres humanos han perturbado el ciclo biológico del carbono durante muchos siglos modificando el uso de la tierra y, además, con la reciente minería a escala industrial de carbono fósil (extracción de carbón, petróleo y gas, y fabricación de cemento) de la geosfera. El dióxido de carbono en la atmósfera había aumentado casi un 52 % con respecto a los niveles preindustriales para 2020, lo que obligó a un mayor calentamiento de la atmósfera y de la superficie terrestre por parte del Sol. El aumento del dióxido de carbono también ha aumentado la acidez de la superficie del océano en aproximadamente un 30 % debido al dióxido de carbono disuelto, el ácido carbónico y otros compuestos, y está alterando fundamentalmente la química marina. La mayor parte del carbono fósil se extrajo durante el último medio siglo y las tasas continúan aumentando rápidamente, lo que contribuye al cambio climático causado por el hombre. Las mayores consecuencias para el ciclo del carbono y para la biosfera, que es fundamental para la civilización humana, aún están por desarrollarse debido a la vasta pero limitada inercia del sistema de la Tierra. Restaurar el equilibrio de este sistema natural es una prioridad internacional, descrita tanto en el Acuerdo Climático de París como en el Objetivo de Desarrollo Sostenible 13.

Componentes principales

El ciclo del carbono fue descrito por primera vez por Antoine Lavoisier y Joseph Priestley, y popularizado por Humphry Davy. El ciclo global del carbono ahora se divide generalmente en los siguientes reservorios principales de carbono interconectados por vías de intercambio:

• La atmósfera
• La biosfera terrestre
• El océano, incluido el carbono inorgánico disuelto y la biota marina viva y no viva
• Los sedimentos, incluidos los combustibles fósiles, los sistemas de agua dulce y el material orgánico no vivo.
• El interior de la Tierra (manto y corteza). Estos depósitos de carbono interactúan con los demás componentes a través de procesos geológicos.

Los intercambios de carbono entre reservorios ocurren como resultado de varios procesos químicos, físicos, geológicos y biológicos. El océano contiene la mayor reserva activa de carbono cerca de la superficie de la Tierra. Los flujos naturales de carbono entre la atmósfera, el océano, los ecosistemas terrestres y los sedimentos están bastante equilibrados; por lo que los niveles de carbono serían más o menos estables sin la influencia humana.

Atmósfera

El carbono en la atmósfera terrestre existe 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. El metano produce un mayor efecto invernadero por volumen en comparación con el dióxido de carbono, pero existe en concentraciones mucho más bajas y tiene una vida más corta que el dióxido de carbono, lo que hace que el dióxido de carbono sea el gas de efecto invernadero más importante de los dos.

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 cuerpos de agua (océanos, lagos, etc.), así como también se disuelve 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 meteorización. También puede acidificar otras superficies que toca o ser arrastrado al océano.

Las actividades humanas en los últimos dos siglos han aumentado la cantidad de carbono en la atmósfera en casi un 50 % a partir del año 2020, principalmente en forma de dióxido de carbono, tanto al modificar la capacidad de los ecosistemas para extraer dióxido de carbono de la atmósfera como al emitirlo. directamente, por ejemplo, quemando combustibles fósiles y fabricando hormigón.

En un futuro lejano (2 a 3 mil millones de años), la tasa a la que el dióxido de carbono es absorbido por el suelo a través del ciclo de carbonato-silicato probablemente aumentará debido a los cambios esperados en el sol a medida que envejece. El aumento esperado de la luminosidad del Sol probablemente acelerará la tasa de erosión de la superficie. Esto eventualmente hará que la mayor parte del dióxido de carbono en la atmósfera se aplaste en la corteza terrestre como carbonato. Una vez que la concentración de dióxido de carbono en la atmósfera cae por debajo de aproximadamente 50 partes por millón (las tolerancias varían entre especies), la fotosíntesis C ₃ ya no será posible. Se ha predicho que esto ocurrirá dentro de 600 millones de años a partir del presente, aunque los modelos varían.

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

Biosfera terrestre

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, mientras que el suelo contiene aproximadamente 1500 gigatoneladas de carbono. La mayor parte del carbono en la biosfera terrestre es carbono orgánico, mientras que alrededor de un tercio del carbono del suelo se almacena en formas inorgánicas, como el carbonato de calcio. El carbono orgánico es un componente importante 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 lo reciben 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.

El carbono sale de 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. 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 alrededor de un 0,1% anual. En 2008, el total mundial de CO ₂liberado por la respiración del suelo fue de aproximadamente 98 000 millones de toneladas, unas 10 veces más carbono del que los seres humanos liberan a la atmósfera cada año al quemar combustibles fósiles (esto no representa una transferencia neta de carbono del suelo a la atmósfera, ya que la respiración se compensa en gran medida por aportes al carbono del suelo). 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 lo tanto, de los cambios en el curso del cambio climático.

Piscina	Cantidad (gigatoneladas)
Atmósfera	720
Océano (total)	38,400
inorgánicos totales	37,400
orgánicos totales	1,000
Capa superficial	670
capa profunda	36,730
litosfera
Carbonatos sedimentarios	> 60.000.000
Kerógenos	15,000,000
Biosfera terrestre (total)	2,000
Biomasa viva	600 – 1000
Biomasa muerta	1200
Biosfera acuática	1 – 2
Combustibles fósiles (total)	4,130
Carbón	3,510
Petróleo	230
Gas	140
Otro (turba)	250

Océano

El océano se puede dividir conceptualmente en una capa superficial dentro de la cual el agua entra en contacto frecuente (diario o 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 pueden ser siglos. El carbono inorgánico disuelto (DIC) en la capa superficial se intercambia rápidamente con la atmósfera, manteniendo el equilibrio. En parte porque su concentración de DIC es aproximadamente un 15 % mayor, pero principalmente debido a su mayor volumen, las profundidades del océano contienen mucho más carbono: es la mayor reserva de carbono de ciclo activo del mundo, que contiene 50 veces más que la atmósfera.—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.

El carbono ingresa al océano principalmente a través de la disolución del dióxido de carbono atmosférico, una pequeña fracción del cual se convierte en carbonato. También puede ingresar 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. Los océanos son básicos (~pH 8,2), por lo tanto, la acidificación del CO ₂ cambia el pH del océano hacia la neutralidad.

La absorción oceánica de CO ₂ es una de las formas más importantes de secuestro de carbono que limitan el aumento de dióxido de carbono en la atmósfera causado por el hombre. Sin embargo, este proceso está limitado por una serie de factores. La absorción de CO ₂ hace que el agua sea más ácida, lo que afecta a los biosistemas oceánicos. La tasa proyectada de aumento de la acidez oceánica podría retardar la precipitación biológica de carbonatos de calcio, disminuyendo así la capacidad del océano para absorber CO ₂.

Geosfera

El componente geológico del ciclo del carbono opera 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.

La mayor parte del carbono de la Tierra se almacena de forma inerte en la litosfera terrestre. Gran parte del carbono almacenado en el manto terrestre se almacenó allí cuando se formó la tierra. Parte de él se depositó en forma de carbono orgánico de la biosfera. Del carbono almacenado en la geosfera, alrededor del 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 querógenos formados a través de la sedimentación y el entierro de organismos terrestres bajo altas temperaturas y presiones. El carbono orgánico almacenado en la geosfera puede permanecer allí durante millones de años.

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 al manto terrestre. Este dióxido de carbono puede liberarse a la atmósfera y al océano a través de volcanes y puntos calientes. Los humanos también pueden eliminarlo mediante 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.

Carbono terrestre en el ciclo del agua

En el diagrama de la derecha: 

1. Las partículas atmosféricas actúan como núcleos de condensación de nubes, promoviendo la formación de nubes.
2. Las gotas de lluvia absorben carbono orgánico e inorgánico a través de la eliminación de partículas y la adsorción de vapores orgánicos mientras caen hacia la Tierra.
3. Las erupciones ardientes y 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.
4. Las plantas terrestres fijan el CO ₂ atmosférico a través de la fotosíntesis y devuelven una fracción a la atmósfera a través de la respiración. La lignina y las celulosas representan hasta el 80 % del carbono orgánico en los bosques y el 60 % en los pastos.
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 plantas y petrogénico se almacena y transforma por la actividad microbiana y fúngica.
6. El agua absorbe las plantas y el carbono orgánico disuelto (DOC) y el carbono inorgánico disuelto (DIC) derivados de aerosoles asentados a medida que pasa sobre las copas de los árboles (es decir, caída) ya lo largo de troncos/tallos de plantas (es decir, flujo de tallo). Las transformaciones biogeoquímicas tienen lugar a medida que el agua se empapa en la solución del suelo y los depósitos de agua subterránea y el flujo superficial ocurre cuando los suelos están completamente saturados, o la lluvia ocurre más rápidamente que la saturación en los suelos.
7. El carbono orgánico derivado de la biosfera terrestre y la producción primaria in situ es descompuesto por las comunidades microbianas en los ríos y arroyos junto con la descomposición física (es decir, la fotooxidación), lo que da como resultado un flujo de CO ₂ desde los ríos a la atmósfera del mismo orden de magnitud como la cantidad de carbono secuestrado anualmente por la biosfera terrestre. Las macromoléculas de origen terrestre, como la lignina  y el carbono negro , se descomponen en componentes y monómeros más pequeños, y finalmente se convierten en CO ₂, intermediarios metabólicos o biomasa.
8. Los lagos, embalses y llanuras aluviales normalmente almacenan 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 CO ₂ a la atmósfera que es aproximadamente un orden de magnitud menor que los ríos. La producción de metano también suele ser alta en los sedimentos anóxicos de las llanuras aluviales, los lagos y los embalses.
9. La producción primaria suele mejorar en los penachos de los ríos debido a la exportación de nutrientes fluviales. Sin embargo, las aguas estuarinas son una fuente de CO ₂ a la atmósfera a nivel mundial.
10. Las marismas costeras almacenan y exportan carbono azul. Se sugiere que las marismas y los humedales tengan un flujo de CO ₂ a la atmósfera equivalente al de los ríos, a nivel mundial.
11. Las plataformas continentales y el océano abierto normalmente absorben CO ₂ de la atmósfera.
12. La bomba biológica marina secuestra una fracción pequeña pero significativa del CO ₂ absorbido como carbono orgánico en los sedimentos marinos (ver la siguiente sección).

La bomba biológica marina

La bomba biológica marina es el secuestro biológicamente impulsado por el océano de carbono de la atmósfera y la escorrentía terrestre hacia el interior del océano profundo y los sedimentos del fondo marino. 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 unas 400 ppm más altos que los actuales.

La mayor parte del carbono incorporado en la materia biológica orgánica e inorgánica se forma en la superficie del mar, donde puede comenzar a hundirse en 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. Este se compone de animales y microbios muertos o moribundos, materia fecal, arena y otros materiales inorgánicos.

La bomba biológica es responsable de transformar el carbono inorgánico disuelto (DIC) en biomasa orgánica y bombearlo en forma de partículas o disuelto a 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 (DOM) y es consumida por el zooplancton herbívoro. Zooplancton más grande, como los copépodos, los gránulos fecales de egest, que pueden volver a ingerirse y hundirse o acumularse con otros detritos orgánicos en agregados más grandes que se hunden más rápidamente. DOM es parcialmente consumido por bacterias y respirado; el DOM refractario restante se transporta y se mezcla en las profundidades del mar. El DOM y los agregados exportados a las aguas profundas se consumen y respiran, devolviendo así el carbono orgánico a la enorme reserva oceánica profunda de DIC.

Una sola célula de fitoplancton tiene una tasa de hundimiento 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, a través de procesos como la coagulación y la expulsión en los gránulos fecales de los depredadores, estas células forman agregados. Estos agregados tienen tasas de hundimiento de órdenes de magnitud mayores que las células individuales y completan su viaje hacia las profundidades en cuestión de días.

Alrededor del 1% de las partículas que salen de la superficie del océano llegan al lecho marino y se consumen, respiran o entierran en los sedimentos. El efecto neto de estos procesos es eliminar el carbono en forma orgánica de la superficie y devolverlo a DIC a mayores profundidades, manteniendo un gradiente de DIC de la superficie al océano profundo. La circulación termohalina devuelve el DIC de las profundidades del océano a la atmósfera en escalas de tiempo milenarias. El carbono enterrado en los sedimentos puede subducirse al manto terrestre y almacenarse durante millones de años como parte del ciclo lento del carbono (ver la siguiente sección).

Ciclos rápidos y lentos

Hay un ciclo de carbono rápido y lento. 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 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.

El ciclo rápido del carbono involucra procesos biogeoquímicos a corto plazo entre el medio ambiente y los organismos vivos en la biosfera (ver diagrama al comienzo del artículo). Incluye los movimientos de carbono entre la atmósfera y los ecosistemas terrestres y marinos, así como los suelos y los sedimentos del fondo marino. El ciclo rápido incluye ciclos anuales que involucran la fotosíntesis y ciclos decadales que involucran el crecimiento y la descomposición vegetativa. Las reacciones del ciclo rápido del carbono a las actividades humanas determinarán muchos de los impactos más inmediatos del cambio climático.

El ciclo lento del carbono involucra procesos geoquímicos de mediano a largo plazo pertenecientes al ciclo de las rocas (ver diagrama a la derecha). El intercambio entre el océano y la atmósfera puede llevar siglos, y la erosión de las rocas puede tardar millones de años. El carbono en el océano se precipita hacia el fondo del océano, donde puede formar rocas sedimentarias y subducirse 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 desgastan y el carbono se devuelve 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 dado, entre 10 y 100 millones de toneladas de carbono se mueven en este ciclo lento. Esto incluye 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 emitido a la atmósfera por la quema de combustibles fósiles.

Ciclo profundo del carbono

Aunque el ciclo profundo del carbono no se entiende tan bien como el movimiento del carbono a través de la atmósfera, la biosfera terrestre, el océano y la geosfera, es un proceso importante. 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 a niveles extremadamente altos durante largos períodos de tiempo. Por lo tanto, al permitir que el carbono regrese a la Tierra, el ciclo profundo del carbono juega un papel fundamental en el mantenimiento de las condiciones terrestres necesarias para que exista la vida.

Además, el proceso también es significativo simplemente debido a las enormes cantidades de carbono que transporta a través del planeta. De hecho, estudiar la composición del magma basáltico y medir el flujo de dióxido de carbono que sale de los volcanes revela que la cantidad de carbono en el manto es en realidad mayor que la de la superficie de la Tierra por un factor de mil.Evidentemente, perforar y observar físicamente los procesos de carbono en la Tierra profunda es extremadamente difícil, ya que el manto inferior y el núcleo se extienden de 660 a 2891 km y de 2891 a 6371 km de profundidad en la Tierra, respectivamente. En consecuencia, no se sabe mucho de manera concluyente sobre el papel del carbono en las profundidades de la Tierra. No obstante, varias piezas de evidencia, muchas de las cuales provienen de simulaciones de laboratorio de condiciones terrestres profundas, han indicado mecanismos para el movimiento del elemento hacia el manto inferior, así como las formas que toma 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

El carbono ingresa al manto principalmente en forma de sedimentos ricos en carbonato en las placas tectónicas de la corteza oceánica, que atraen el carbono hacia el manto al someterse a la subducción. No se sabe mucho sobre la circulación de 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 súper profundos en un sitio en Juina, Brasil, y determinó que la composición general de algunas de las inclusiones de los diamantes coincidía con el resultado esperado de fusión y cristalización del basalto bajo temperaturas y presiones más bajas del manto.Así, los hallazgos de la investigación indican que trozos de litosfera oceánica basáltica actúan como el principal mecanismo de transporte de carbono hacia el interior profundo de la Tierra. Estos carbonatos subducidos pueden interactuar con los silicatos del manto inferior, eventualmente formando diamantes súper profundos como el que se encontró.

Sin embargo, los carbonatos que descienden al manto inferior encuentran otros destinos además de formar diamantes. En 2011, los carbonatos estuvieron sujetos a un entorno similar al de 1800 km de profundidad en la Tierra, bien dentro del manto inferior. Hacerlo resultó en formaciones de magnesita, siderita y numerosas variedades de grafito. Otros experimentos, así como observaciones petrológicas, respaldan esta afirmación, lo que indica 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.En consecuencia, los científicos han concluido que los carbonatos experimentan una reducción a medida que descienden al manto antes de estabilizarse en profundidad en entornos con baja fugacidad de oxígeno. El magnesio, el hierro y otros compuestos metálicos actúan como amortiguadores durante todo el proceso. 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 polimorfismo altera la estabilidad de los compuestos de carbonato a diferentes profundidades dentro de la Tierra. Para ilustrar, las simulaciones de laboratorio y los cálculos de la teoría funcional de la densidad sugieren que los carbonatos tetraédricamente coordinados son más estables a profundidades cercanas al límite entre el núcleo y el manto. Un estudio de 2015 indica que la alta presión del manto inferior hace que los enlaces de carbono pasen de orbitales híbridos sp ₂ a sp ₃, lo que da como resultado que el carbono se una tetraédricamente al oxígeno. Los grupos trigonales CO ₃ no pueden formar redes polimerizables, mientras que los tetraédricos CO ₄puede, 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 aumente la viscosidad del fundido de carbonato; La menor movilidad de los fundidos como resultado de su mayor viscosidad provoca grandes depósitos de carbono en las profundidades del manto.

En consecuencia, el carbono puede permanecer en el manto inferior durante largos períodos de tiempo, pero las grandes concentraciones de carbono frecuentemente regresan a la litosfera. Este proceso, llamado desgasificación de carbono, es el resultado de la fusión por descompresión del manto carbonatado, así como de las plumas del manto que transportan compuestos de carbono hacia la corteza. El carbono se oxida en 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 tales áreas.

Carbono en el núcleo

Aunque la presencia de carbono en el núcleo de la Tierra está bien restringida, estudios recientes sugieren que en esta región podrían almacenarse grandes inventarios de carbono. 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. 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, los 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 densidad y la velocidad de onda del núcleo interno. Por lo tanto, el modelo de carburo de hierro podría servir como evidencia de que el núcleo contiene hasta el 67% del carbono de la Tierra. 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 de Fe ₇ C ₃, aunque con una estructura diferente a la mencionada anteriormente. 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.

Influencia humana en el ciclo del carbono

Desde la revolución industrial, y especialmente desde el final de la Segunda Guerra Mundial, la actividad humana ha perturbado sustancialmente el ciclo global del carbono al redistribuir cantidades masivas de carbono de la geosfera. Los seres humanos también han seguido cambiando las funciones de los componentes naturales de la biosfera terrestre con cambios en la vegetación y otros usos de la tierra. Se han diseñado y fabricado en masa compuestos de carbono hechos por el hombre (sintéticos) que persistirán durante décadas a milenios en el aire, el agua y los sedimentos como contaminantes. El cambio climático está amplificando y forzando más cambios humanos indirectos en el ciclo del carbono como consecuencia de varias retroalimentaciones positivas y negativas.

Cambios en el uso del suelo

Desde la invención de la agricultura, los seres humanos han influido de forma directa y gradual en el ciclo del carbono a lo largo de siglos modificando la mezcla de vegetación en la biosfera terrestre. En los últimos siglos, el uso de la tierra y el cambio de cobertura terrestre (LUCC) causados ​​directa e indirectamente por el hombre han llevado a la pérdida de biodiversidad, lo que reduce la resiliencia de los ecosistemas a las tensiones ambientales y disminuye su capacidad para eliminar el 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 contienen grandes cantidades de carbono, y los reemplaza, generalmente con áreas agrícolas o urbanas. Ambos tipos de cubierta terrestre de reemplazo almacenan cantidades comparativamente pequeñas de carbono, por lo 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 intencional y/o naturalmente con la reforestación.

Impactos de los herbívoros en el ciclo del carbono

El aumento de las poblaciones de herbívoros puede alterar la cantidad de dióxido de carbono producido por un ecosistema, lo que afecta en general al ciclo del carbono. Los grandes herbívoros móviles tienen la capacidad de alterar la composición de un ecosistema tanto por encima como por debajo del suelo, a través de la alimentación selectiva, el pisoteo y el desperdicio, todo lo cual disminuye la producción de plantas. La alimentación selectiva con plantas de alta calidad disminuye la composición de las plantas aéreas; por otro lado, el pisoteo da como resultado la compactación del suelo, lo que resulta en una mayor densidad aparente del suelo y menos oxígeno en el suelo. La cantidad de dióxido de carbono liberado a la atmósfera aumenta debido a los grandes desechos de los herbívoros.El impacto que tienen los grandes herbívoros en el ecosistema sugiere su importancia para el ciclo del carbono, ya que con la ayuda de las perturbaciones naturales, el aumento de las poblaciones de herbívoros puede convertir un sumidero de carbono en una fuente. El bosque boreal es un excelente ejemplo de cómo el aumento de las poblaciones de herbívoros puede afectar negativamente a un ecosistema. El aumento de las poblaciones de herbívoros tiene un impacto negativo significativo en el ecosistema, lo que sugiere que incluso pueden identificarse como una especie invasora.

Extracción de carbono fósil

El impacto humano más grande y de más rápido crecimiento en el ciclo del carbono y la biosfera 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 libera durante la calcinación de piedra caliza para la producción de clinker. El clinker es un precursor industrial del cemento.

A partir de 2020, 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. Las tasas recientes de emisiones globales directamente a la atmósfera han superado la absorción por la vegetación y los océanos. Se ha esperado y se ha observado que estos sumideros eliminarán aproximadamente la mitad del carbono atmosférico agregado en aproximadamente un siglo. 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 agregado permanezca en la atmósfera durante siglos o milenios. La extracción de carbono fósil que aumenta los gases de efecto invernadero atmosféricos es descrita por el IPCC, científicos atmosféricos y oceánicos comoun compromiso a largo plazo de la sociedad para vivir en un clima cambiante y, en última instancia, en un mundo más cálido.

Productos químicos hechos por el hombre

Cantidades más pequeñas de productos petroquímicos hechos por el hombre, que contienen carbono fósil, pueden tener efectos inesperados y descomunales en el ciclo biológico del carbono. Esto ocurre en parte porque han sido creados deliberadamente por humanos para descomponerse lentamente, lo que permite su persistencia y acumulación antinaturales en toda la biosfera. En muchos casos, sus vías a través del ciclo más amplio del carbono tampoco están bien caracterizadas o comprendidas.

Plástica

Cerca de 400 millones de toneladas de plástico se fabricaron en todo el mundo durante el año 2018 con tasas de crecimiento anual cercanas al 10 % y más de 6 gigatoneladas producidas en total desde 1950. Los plásticos eventualmente se fragmentan como un primer paso típico en su descomposición, y esto permite su distribución generalizada. por las corrientes de aire y agua. Los animales internalizan fácilmente los microplásticos y nanoplásticos a través de la ingestión y la inhalación, acompañados de riesgos de bioacumulación. Los plásticos biodegradables colocados en los vertederos generan metano y dióxido de carbono que circulan por la atmósfera a menos que sean capturados. Una revisión importante de la evidencia científica a partir del año 2019 no identificó consecuencias importantes para la sociedad humana en los niveles actuales, pero prevé riesgos sustanciales que surgirán en el próximo siglo.Un estudio de 2019 indicó que la degradación de los plásticos a través de la exposición al sol libera tanto dióxido de carbono como otros gases de efecto invernadero. Se han desarrollado bioplásticos con un ciclo de carbono más natural y rápido como alternativa a otros plásticos de un solo uso derivados del petróleo.

Halocarbonos

Los halocarbonos son compuestos menos prolíficos desarrollados para diversos usos en la industria; por ejemplo, como disolventes y refrigerantes. Sin embargo, la acumulación de concentraciones relativamente pequeñas (partes por billón) de gases de clorofluorocarbono, hidrofluorocarbono y perfluorocarbono 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 concentraciones mucho mayores de dióxido de carbono y metano. Los clorofluorocarbonos también causan el agotamiento del ozono estratosférico. Se están realizando esfuerzos internacionales bajo el 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.

Comentarios sobre el cambio climático

Las tendencias actuales en el cambio climático conducen a temperaturas y acidez oceánicas más altas, modificando así los ecosistemas marinos. Además, la lluvia ácida y la escorrentía contaminada de la agricultura y la industria cambian la composición química del océano. Dichos cambios pueden tener efectos dramáticos en ecosistemas altamente sensibles como los arrecifes de coral, lo que limita la capacidad del océano para absorber carbono de la atmósfera a escala regional y reduce 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, actualmente constituyen importantes retroalimentaciones negativas (amortiguadoras) sobre el efecto de las emisiones antropogénicas de carbono en el cambio climático. Los sumideros de carbono en la tierra y el océano actualmente absorben cada año alrededor de una cuarta parte de las emisiones antropogénicas de carbono.

Se espera que estas retroalimentaciones se debiliten en el futuro, amplificando el efecto de las emisiones antropogénicas de carbono sobre el cambio climático. Sin embargo, el grado en que se debilitarán es muy incierto, ya que los modelos del sistema terrestre predicen una amplia gama de consumos de carbono terrestres y oceánicos incluso en escenarios idénticos de concentración o emisión atmosférica. 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.

Galería

• Epífitas en cables eléctricos. Este tipo de planta toma tanto CO ₂ como agua de la atmósfera para vivir y crecer.
• CO ₂ en la atmósfera de la Tierra si no se absorbe la mitad de las emisiones de calentamiento global. (simulación por computadora de la NASA).