El ciclo del carbono es el ciclo biogeoquímico (todos los intercambios de un elemento químico ) del carbono en un planeta. El de la Tierra se vuelve más complejo por la existencia de grandes masas de agua oceánica, y especialmente por el hecho de que la vida (y por tanto los compuestos de carbono que son su sustrato) juegan un papel importante en él. Se caracteriza por la importancia relativa de las existencias almacenadas en los cuatro principales reservorios naturales de carbono del planeta ( atmósfera , biosfera , hidrosfera y litosfera ), por los intercambios entre estos reservorios y la renovación dinámica (llamada recambio) del carbono. ( pedosfera ) que generalmente incluye mineralización (conversión de carbono orgánico en CO 2) y la transformación de un depósito de carbono a otro ( materia orgánica del suelo (en) materia orgánica fresca y humificada ).
El estudio de los ciclos de los principales elementos químicos (incluido el carbono) siempre ha sido de gran interés científico y técnico; esto permite, en particular, evaluar la disponibilidad, predecir las condiciones y áreas de acumulación (para una granja), definir las palancas a operar para optimizar localmente la producción sensible a un elemento, etc. El ciclo del carbono es muy importante para la biosfera, ya que la vida se basa en el uso de compuestos a base de carbono: la disponibilidad de carbono es uno de los factores esenciales para el desarrollo de los seres vivos en la Tierra.
Finalmente, el estudio de este ciclo ha adquirido recientemente un significado particular en el contexto del tema del calentamiento global : dos de los gases de efecto invernadero involucrados, el dióxido de carbono (CO 2) y el metano (CH 4 ), participan en el ciclo del carbono, del cual son la principal forma atmosférica . Más ampliamente que las cuestiones climáticas, el estudio del ciclo del carbono permitirá determinar los efectos de la liberación por las actividades humanas del carbono almacenado en forma de combustibles fósiles .
Hay cuatro tipos de depósitos de carbono:
El ciclo natural del carbono en el sistema terrestre se puede evaluar analizando el tamaño, los flujos de intercambio y el tiempo de residencia de un átomo de carbono en los diferentes reservorios.
En términos de flujo, la mayor parte del ciclo tiene lugar entre la atmósfera, las capas superficiales del suelo y los océanos y la biosfera ( biomasa y necromasa ).
En los continentes, turberas , prados y bosques , pero también ciertos suelos juegan un papel más o menos importante de almacenamiento intermedio de carbono, o sumideros de carbono .
El comercio de carbono se mide en miles de millones de toneladas ( gigatoneladas ) por año ( Gt / año ). El flujo principal es el entre la biosfera y la atmósfera, del orden de 60 Gt año -1 , correspondiente por un lado a la fotosíntesis , y por el otro a la respiración aeróbica y descomposición. Los flujos geológicos son dos órdenes de magnitud más pequeños, con la desgasificación de CO 2 por vulcanismo (0.1 Gt año −1 ), la fosilización de rocas combustibles (0.1 Gt año −1 ) y la sedimentación de rocas carbonatadas (0.3 Gt año - 1 ).
En términos de masas, la mayor parte del carbono terrestre está atrapado en la litosfera, en forma de compuestos que participan poco en el ciclo: rocas en forma de carbonatos y combustibles fósiles. En orden decreciente de tamaño, distinguimos:
99,6% del carbono terrestre (correspondiente a aproximadamente 10 8 gigatoneladas de carbono) es atrapado en el depósito geológico, y evoluciona a velocidades geológicas. Esencialmente, todo el carbono ha pasado en un momento u otro de su historia como carbonato. Por el contrario, la biosfera solo afecta al 0,002% del carbono terrestre.
El ciclo del carbono comienza con la llegada del dióxido de carbono (CO 2) en la superficie de la Tierra. Es el resultado de la desgasificación del manto terrestre durante las erupciones volcánicas , que liberan a la atmósfera varios gases, incluido el CO 2.y monóxido de carbono (CO). Por lo tanto, la atmósfera primitiva de la Tierra estaba compuesta principalmente de CO 2. En la actualidad, esta desgasificación continúa con un caudal reducido, es decir, alrededor de 0,1 Gt / año .
A lo largo de las edades, y a medida que aumenta la temperatura del sol, la mayor parte de este CO 2El original fue atrapado gradualmente sobre todo por procesos biológicos en “reservorios” como la litosfera ( rocas carbonatadas , carbón, etc.), la biosfera o los océanos .
Interacciones químicas del CO 2con la litosfera y la hidrosfera fueron descritos por Harold Clayton Urey en 1952, pero ya había sido estudiado por Jacques-Joseph Ebelmen ya en 1845.
El dióxido de carbono presente en la atmósfera se disuelve en el agua para formar ácido carbónico , presente en el agua de lluvia y la escorrentía:
CO 2 + H 2 O ↔ H + + HCO 3-El ácido carbónico es un ácido débil, pero con el paso del tiempo geológico contribuye a la erosión al devorar los silicatos , por ejemplo la wollastonita con la fórmula CaSiO 3 (y por supuesto los carbonatos ), disociándolos en iones de sílice y calcio, que permanecen disueltos:
CaSiO 3 + 2 H + → Ca 2+ + SiO 2 + H 2 OEn este punto, se consume dióxido de carbono para producir sílice y bicarbonato en solución, mediante el cual se fija:
CaSiO 3 + 2 CO 2 + H 2 O → Ca 2+ + 2 HCO 3- + SiO 2Cuando precipita de forma natural, el bicarbonato se convierte en carbonato. En el ciclo biológico, los organismos acuáticos y especialmente marinos utilizan estos iones de calcio para construir su esqueleto y conchas, que luego de su muerte sedimentan y producen una precipitación biológica de carbonato , prácticamente insoluble:
Ca 2+ + CO 3 H - → CaCO 3 ↓ + H +En la práctica, la ecuación se equilibra iónicamente con un segundo ion bicarbonato y la precipitación de carbonato se acompaña de la liberación de CO 2. :
Ca 2+ + 2 CO 3 H - → CaCO 3 ↓ + CO 2↑ + H 2 OEn resumen, la transformación en un medio acuoso de silicato en sílice y carbonato fija un mol de dióxido de carbono:
CO 2 + CaSiO 3 → SiO 2 + CaCO 3Después de haber sedimentado en el fondo marino, donde quedan atrapados, los carbonatos pueden tener dos destinos posibles según el destino de su capa geológica. Como resultado de los movimientos tectónicos, una cuenca sedimentaria puede ser levantada y expuesta por la orogenia , lo que la expone a la erosión y realiza lo contrario de la precipitación biológica:
CaCO 3 + H + → Ca 2+ + HCO 3-Alternativamente, la placa oceánica cargada de carbonato puede desaparecer en el manto de la Tierra , a través de un pozo de subducción . En estas condiciones de alta temperatura y presión, el carbonato reacciona con la sílice presente para formar nuevos silicatos y dióxido de carbono:
CaCO 3 + SiO 2 → CaSiO 3 + CO 2El dióxido de carbono del manto puede luego escapar con las erupciones volcánicas, completando el ciclo.
El ciclo da como resultado una retroalimentación negativa crítica entre los niveles de dióxido de carbono y el cambio climático. Si, por ejemplo, el CO 2 se acumula en la atmósfera, el efecto invernadero aumentará la temperatura de la superficie, lo que también aumentará la tasa de precipitación y la meteorización de silicatos, que eliminará el carbono de la atmósfera. Debido a esto, el ciclo de carbonato-silicato tiene un efecto estabilizador sobre el clima de la Tierra durante largos períodos de tiempo, por lo que se le ha llamado “el termostato de la Tierra”.
En la escala de decenas o incluso cientos de millones de años, los niveles de dióxido de carbono en la atmósfera pueden variar debido a perturbaciones naturales en el ciclo.
Los cambios en la superficie del planeta, como la ausencia de volcanes o el aumento del nivel del mar, que reducirían la cantidad de superficie expuesta a la intemperie, pueden alterar los ritmos a los que tienen lugar los distintos procesos de este ciclo.
En varias ocasiones en la historia de la Tierra, experimentó tal enfriamiento que estuvo completamente cubierta de hielo desde los polos hasta el ecuador. Esta es la teoría de la " Tierra bola de nieve " ( Tierra bola de nieve ). Uno de estos eventos tuvo lugar en el Paleo Proterozoico (hace 2.2 a 2.3 mil millones de años), y otras 3 o 4 glaciaciones totales habrían ocurrido en el Neoproterozoico (hace entre 730 y 590 millones de años). Este fenómeno puede explicarse por el aumento de la lluvia, la escorrentía y por lo tanto la erosión superficial, y la presencia de otros múltiples factores que conducirán a la caída de la tasa de CO 2 . atmosférico.
Los volcanes habrían jugado un papel importante en poner fin a la glaciación en forma de "bola de nieve". A pesar de la presencia de hielo por todas partes, las erupciones volcánicas continuaron y aumentaron el nivel de CO 2en la atmósfera que provocó un calentamiento. Es gracias a los cataclismos volcánicos que nuestro planeta pudo salir de su estado de esfera congelada. La presencia de CO 2estuvo en el origen de la explosión de la vida, al permitir que la temperatura de la Tierra regresara a un rango ideal ( 15 ° C en promedio) donde los organismos vivos pueden desarrollarse.
Todos los volcanes y el mundo viviente, más precisamente el plancton de los océanos, hicieron posible ajustar el nivel de CO 2de la atmósfera terrestre. De hecho, los volcanes liberan cantidades gigantescas de dióxido de carbono a la atmósfera y promueven la explosión de vida. El plancton amortiguó este efecto absorbiendo parte del CO 2liberado y todavía lo usa hoy para formar su caparazón (a menudo formado por CaCO 3), eliminando así una gran parte del dióxido de carbono.
Carbono "libre" en forma de CO 2 se distribuye entre la atmósfera y la hidrosfera, estando estos dos reservorios en constante intercambio.
Conceptualmente, el océano se puede dividir en una capa superficial, de unos cientos de metros o menos, en la que el agua hace contacto frecuente (diario o anual) con la atmósfera, y una capa profunda debajo de la capa mixta, en la que el tiempo entre los contactos consecutivos pueden durar siglos.
El carbono inorgánico disuelto en la capa superficial se intercambia rápidamente con la atmósfera, manteniendo el equilibrio.
La dirección de estos intercambios depende de la latitud , porque la solubilidad del CO 2depende de la temperatura del agua del océano (las aguas frías contienen más gas disuelto que las aguas cálidas). A medida que se calientan, los cuerpos de agua del océano tienden a desgasificar su CO 2.disuelto y cuando migran a las zonas polares, estas masas de agua en cambio se cargan con CO 2atmosférico. Cuando llegan a las zonas polares, las masas de agua, enfriadas a su máxima densidad, se sumergen arrastrando el CO 2disuelto. en las capas profundas del océano.
Los intercambios tienen lugar principalmente a nivel de la capa oceánica superior, agitada por vientos y corrientes. La velocidad de los intercambios depende del estado de la interfaz aire-agua, por lo tanto del viento y la altura del oleaje: cuanto más se agite la superficie del agua, más se facilitarán los intercambios ... Las capas oceánicas son sustancialmente isotérmicas, a la máxima densidad de agua, y no están sujetas a desgasificación o absorción significativas durante su circulación. Es solo después de que una surgencia los ha devuelto a la superficie que pueden calentar y desgasificar su CO 2., después de una circulación termohalina del orden de 1.500 años.
Principalmente debido a su mayor volumen, y en parte porque su concentración de elementos gaseosos carbonosos es aproximadamente un 15% más alta que el agua superficial promedio, el océano profundo contiene mucho más carbono: es la mayor reserva de carbono de ciclo activo del mundo, que contiene 50 veces más que la atmósfera. Pero el tiempo necesario para alcanzar el equilibrio con la atmósfera se cuenta aquí en cientos de años: el intercambio de carbono entre los dos reservorios oceánicos es lento a escala humana.
Debido a la alta solubilidad del dióxido de carbono (CO 2) en el agua , y el tamaño de los océanos, la capacidad de almacenamiento de la hidrosfera es impresionante: 63 veces mayor que la de la atmósfera.
El carbono se encuentra allí en varias formas. En un medio acuoso, el CO 2 está en equilibrio con las formas de hidrogenocarbonato (HCO 3 - ) e ión carbonato (CO 3 2− ):
CO 2+ H 2 O↔ HCO 3- + H + ↔ CO 32− + 2 H +La distribución de CO 2 en el océano es aproximadamente como sigue:
1% en dióxido de carbono (CO 2); 90% en hidrogenocarbonato (HCO 3 - ); 9% en iones carbonato (CO 3 2− ).Estas proporciones dependen del pH del agua y, por tanto, varían mucho en aguas continentales.
Este ácido tiende a atacar los carbonatos presentes en el fondo del océano, liberando CO 2 :
CaCO 3 + 2 H + → Ca 2+ + CO 2 + H 2 OEn general, la llegada de CO 2sobre el carbonato de calcio conduce a la formación de bicarbonato de calcio :
CaCO 3 + CO 2 + H 2 O → Ca 2+ + 2 HCO 3-Esta reacción limita la presencia del ion hidrógeno a favor del calcio disuelto y hace que los océanos sean bastante básicos debido al bicarbonato. Por el contrario, una afluencia masiva de CO 2puede exceder la capacidad amortiguadora de los carbonatos y provocar la acidificación del océano .
La reacción del ciclo del carbono atmosférico a los cambios de temperatura es bastante compleja.
A corto plazo, un aumento en la temperatura media del océano reduce la capacidad de las aguas superficiales para capturar CO 2. En igualdad de condiciones, CO 2se desgasificará a la atmósfera, aumentando el contenido atmosférico medio. Este aumento conduce a un efecto invernadero , que tiende a acentuar el aumento de temperatura y, por tanto, la desgasificación. Sin embargo, el volumen de la capa oceánica superficial sigue siendo limitado y, a corto plazo, este efecto se ve frenado por el desarrollo de la biosfera, en particular del plancton marino, que fija parte del carbono en forma de carbono biológico, y provoca que precipite otra parte en forma de carbonatos y desechos orgánicos.
A más largo plazo, la circulación termohalina sumerge las aguas más densas; y por tanto el fondo oceánico permanece a una temperatura sustancialmente constante, la de máxima densidad, siempre que existan regiones polares donde se puedan alcanzar estas temperaturas. En presencia de una atmósfera más cargada de CO 2, estas aguas frías estarán ellas mismas más cargadas durante su inmersión y, por lo tanto, aumentarán la masa de CO 2 presente en este embalse de aguas profundas del océano.
Cambios en la presión parcial de CO 2en el aire cambia el flujo entre la atmósfera y el agua. Dados los valores muy altos de los flujos de intercambio en ambas direcciones, un aumento en el contenido de CO 2Atmosférico (reservorio de 800 Gt ) de 2 a 3% corresponde a una llegada al océano de aproximadamente 2 a 3 Gt de carbono por año.
La cantidad de CO 2disuelto en el océano varía con su pH , debido al equilibrio de disociación:
CO 2 ↑ + H 2 O ↔ H + + HCO 3-En un ambiente más ácido, si el pH disminuye en una unidad (aumento de H + presente), la pCO2 aumenta en un factor de diez. Asimismo, si el océano se vuelve más cargado de dióxido de carbono, el equilibrio se desplaza hacia la derecha y se vuelve ácido.
Los seres vivos intercambian 60 Gt / año de carbono con la atmósfera. Este intercambio tiene lugar en ambas direcciones: mientras que la fermentación , la respiración de bacterias , animales y plantas liberan CO 2, la fotosíntesis (especialmente la de las plantas de clorofila ) fija carbono en materia orgánica o biomasa . Estos dos mecanismos son parte tanto del ciclo del carbono como del ciclo del oxígeno . La fotosíntesis esencialmente produce un carbohidrato , cuya fórmula cruda es carbono y agua, y oxígeno, a partir de agua y dióxido de carbono. Por ejemplo, para la fabricación de glucosa, tendremos :
6 CO 2+ 6 H 2 O→ C 6 H 12 O 6+ 6 O 2Por el contrario, la respiración consume estos materiales orgánicos y oxígeno para producir dióxido de carbono y agua, que generalmente corresponde a una oxidación de la materia orgánica.
En un ecosistema en equilibrio, a biomasa constante, la cantidad neta de dioxígeno producido por organismos autótrofos (fotosíntesis) es igual a la cantidad de dioxígeno consumido por organismos heterótrofos (respiración). Esto supone que toda la materia orgánica se usa realmente para la respiración, por lo tanto, no sale de la biosfera sino que es consumida por su productor, depredadores, carroñeros o microorganismos sepultureros.
Pero los ecosistemas generalmente no están equilibrados. En general, un poco de materia orgánica se escapa de la biosfera y no se oxida, y luego contribuye al almacenamiento de carbono, a través de la sedimentación, fosilización, formación de kerógenos , etc. (ver biosfera-litosfera infra). Los pantanos almacenan tales plantas en los desechos del suelo, turba. Esta biomasa "muerta" se estima en 1.600 Gt de carbono, el doble de la cantidad de carbono en la biomasa "viva". Es por eso que el almacenamiento de carbono en el suelo se considera una posible solución para mitigar las emisiones de dióxido de carbono a la atmósfera (por ejemplo, 4p1000 ).
Los iones carbonato estarán ellos mismos en equilibrio con las formas precipitadas ( carbonato cálcico , que se encuentra en particular en las conchas de los animales marinos que formarán la piedra caliza).
Finalmente, el desarrollo de los seres vivos que capturan CO 2 (fotosíntesis, construcción de un caparazón) o rechazo (respiración) tiene una importancia no despreciable en la cantidad de carbono disuelto y representa una parte de la biomasa.
Durante su fase inicial de crecimiento, un bosque actúa como sumidero de carbono : la masa de carbono en forma de ramas, raíces y humus aumenta desde cero. Por otro lado, no existe un consenso científico sobre los bosques maduros .
Una hipótesis planteada por Eugène Odum en la década de 1960 era que estos bosques se encontraban en un estado de equilibrio, es decir emitiendo tanto CO 2que lo absorben, porque no trasladarían materiales orgánicos a los suelos profundos y finalmente a las capas geológicas. A diferencia de las turberas, las grandes áreas forestales habrían sido neutrales en el ciclo del carbono.
Un estudio internacional reciente invalida esta hipótesis, mostrando que globalmente, como los bosques jóvenes, los bosques viejos también pueden almacenar carbono (más o menos dependiendo del contexto climático y las entradas de nitrógeno atmosférico, pero de manera bastante significativa). Por ello, los autores de este estudio invitan a que se incluyan en los balances bosques de 15 y 800 años de antigüedad y, sobre todo, a protegerlos mejor porque su destrucción o incluso su perturbación es la causa de importantes emisiones de carbono. De hecho, datos recientes de las redes de observatorios “ CarboEurope ” y “ AmeriFlux ” han demostrado que estos bosques ancestrales secuestran de 0,8 a 1,8 mil millones de toneladas de carbono al año. Los bosques primarios todavía representan alrededor del 15% del área forestal total (bosque primario el 30% de esta área, la mitad del cual es el bosque boreal ubicado en el hemisferio norte, que cubre (6 x 10 8 hectáreas). tomados en cuenta en los balances de carbono, aunque según este estudio, secuestran, en particular en las transferencias a la basura y sus suelos, al menos el 10% de todo el CO 2 almacenado.
La fosilización de los seres vivos muertos lleva millones de años. Dado que el número de organismos vivos no puede aumentar repentinamente de manera significativa, esta transferencia no cambia mucho con el tiempo. Se estima en menos de 0,5 Gt / año .
Intercambios hidrosfera-litosfera (sedimentación)“Sedimentación oceánica”: las conchas de crustáceos , moluscos o algas planctónicas se forman por precipitación de piedra caliza a partir de elementos disueltos:
Ca 2+ + 2 HCO 3- ↔ CaCO 3+ CO 2+ H 2 O.Esta precipitación puede ser espontánea en determinadas condiciones fisicoquímicas.
La sedimentación de las conchas está en el origen de la mayoría de las rocas que contienen piedra caliza ( creta , piedra caliza , marga , etc.). Esta piedra caliza o carbonato de calcio (CaCO 3) permanece almacenado durante cientos de millones de años (tiempo medio de renovación: 330 millones de años, en comparación con el tiempo de renovación del carbono en la atmósfera, que es de cinco años).
El ciclo del carbono es un sistema de reciclaje (en) muy complejo cuando lo físico, químico y biológico están tan estrechamente vinculados que se hace difícil examinar por separado el reciclaje de las dos formas de carbono ( carbono orgánico e inorgánico).
Si bien el ciclo del carbono parece estar equilibrado a lo largo de la escala de tiempo geológica , a menudo sucede que las cantidades y los flujos de carbono varían de manera significativa entre los diferentes reservorios y, por lo tanto, tienen importantes implicaciones climáticas.
Las cantidades de carbono emitidas por las actividades humanas a la atmósfera son:
Aproximadamente la mitad de este carbono ha sido reabsorbido por la biosfera , a través del aumento de la fotosíntesis , y los océanos, por disolución .
Así, la cantidad de carbono en la atmósfera aumentó de 3,2 a 3,3 Gt / año en el período 1990-1999.
Las intervenciones humanas más obvias son:
La fabricación del cemento es, entre otros procesos, por la calcinación de la piedra caliza en los hornos de calcinación , en donde CaCO 3se convierte en CaO ( cal ) con una liberación de CO 2 en el aire : Mineral o roca CaCO 3 → sólido CaO + CO 2gas
Esta liberación inicial de CO 2cuando la calcinación de piedra caliza no parece ser una gran preocupación. De hecho, durante el uso del cemento producido, la compleja reacción fisicoquímica de fraguado de los morteros y hormigones absorbe CO 2contenido en el aire en las mismas proporciones. Inicialmente, la transformación de la cal viva en cal apagada se realiza mediante la adición de agua (H 2 O). Esta operación de extinción, realizada en un hidratador industrial, produce hidróxido de calcio Ca (OH) 2 , con una fuerte liberación de calor:CaO + H 2 O→ Ca (OH) 2+ 1155 kJ / kg
En segundo lugar, la cal llamada "aérea" se fija por carbonatación , es decir, reabsorbiendo la mayor cantidad de dióxido de carbono (CO 2) presentes en la atmósfera que los liberados anteriormente: Ca (OH) 2+ CO 2→ CaCO 3 + H 2 O
Por otro lado, la calcinación inicial requiere mucha energía, a menudo de origen fósil. Es debido a esta calcinación que la fabricación de cemento es la fuente de aproximadamente del 7 al 8% de las emisiones totales de CO 2 . en una escala global.
El consumo de energía procedente de combustibles fósiles provoca un caudal bajo (0,2 Gt / año ), aunque no despreciable; el almacenamiento de carbono en rocas calizas se produciría a una velocidad equivalente o ligeramente superior .
El ciclo del carbono depende del clima y viceversa. Las interacciones son complejas, con algunos fenómenos que contribuyen a la retroalimentación positiva , otros a la retroalimentación negativa . No todos los fenómenos están completamente identificados y cuantificados, pero aún podemos nombrar algunos: