El carbono es mucho más que un simple elemento químico (C, número atómico 6). Es la base de la vida orgánica y uno de los principales reguladores del clima de nuestro planeta. Su viaje perpetuo entre los grandes reservorios terrestres: la atmósfera, la hidrosfera (océanos), la biosfera (bosques, suelos) y la geosfera (subsuelos), forma un sistema de complejidad y armonía notables.
El ciclo del carbono se ha comprendido gradualmente como una red compleja de flujos y reservas, vinculando la biogeoquímica y la climatología. La identificación del CO2 como gas participante en los intercambios entre la atmósfera, los océanos y la biosfera comenzó con los experimentos de Joseph Priestley (1733–1804) y Antoine Lavoisier (1743–1794), quienes demostraron el papel de las plantas en la producción de oxígeno y la absorción de CO2.
A mediados del siglo XIX, Eunice Newton Foote (1819–1888) mostró que el CO2 absorbe el calor solar, destacando su papel en el calentamiento y la regulación térmica de la atmósfera, un elemento clave para entender el ciclo del carbono.
En el siglo XIX, los estudios sobre la respiración animal y la descomposición orgánica también mostraron que el carbono podía circular entre los organismos vivos y la atmósfera. En el siglo XX, la cuantificación de los flujos oceánicos y terrestres permitió formalizar el ciclo del carbono, distinguiendo entre reservorios rápidos (biosfera, atmósfera, océanos superficiales) y lentos (sedimentos, combustibles fósiles, litosfera).
Hoy, el uso de modelos climáticos y mediciones isotópicas permite rastrear con precisión la transferencia de carbono entre reservorios y comprender el impacto de las actividades humanas en el CO2 atmosférico y el calentamiento global.
El ciclo del carbono es el conjunto de procesos físicos, químicos y biológicos que aseguran la circulación del carbono entre los principales reservorios de la Tierra: atmósfera, biosfera, hidrosfera y litosfera.
El ciclo del carbono actúa en escalas de tiempo muy variadas: desde intercambios rápidos entre la atmósfera, la biosfera y los océanos superficiales (años a décadas) hasta transferencias lentas hacia los sedimentos y la litosfera (miles a millones de años). Esta superposición de dinámicas rápidas y lentas regula el clima terrestre y condiciona la respuesta a perturbaciones naturales o antropogénicas.
| Reservorio de origen | Cantidad almacenada (GtC) | Reservorio destino | Proceso | Flujo anual (GtC/año) | Transformación dominante | Escala de tiempo |
|---|---|---|---|---|---|---|
| Atmósfera (CO2) | ≈ 880 | Biosfera vegetal | Fotosíntesis | ≈ 120 | \( CO_2 + H_2O \xrightarrow{\text{energía solar}} CH_2O + O_2 \) (Reducción del carbono mineral a carbono orgánico) | Años |
| Biosfera vegetal | ≈ 450 a 650 | Biosfera animal | Transferencia de carbono orgánico | ≈ 60 | \( CH_2O_{\text{planta}} \rightarrow CH_2O_{\text{animal}} + CO_2 \) | Años a décadas |
| Biosfera (vegetal y animal) | ≈ 2,000 (incluyendo suelos) | Atmósfera (CO2) | Respiración, descomposición | ≈ 120 | \( CH_2O + O_2 \rightarrow CO_2 + H_2O + \text{energía} \) (Oxidación biológica del carbono orgánico) | Años |
| Atmósfera (CO2) | ≈ 880 | Océanos superficiales | Disolución oceánica | ≈ 90 | \(CO_2 + H_2O \rightleftharpoons H_2CO_3 \rightleftharpoons H^+ + HCO_3^- \rightleftharpoons 2H^+ + CO_3^{2-}\) (Equilibrios CO2/HCO3-/CO32-) | Meses a siglos |
| Océanos (carbono disuelto) | ≈ 38,000 | Sedimentos marinos | Biomineralización | ≈ 0.5 a 1 | \(Ca^{2+} + HCO_3^- \rightleftharpoons CaCO_3(s) + H^+\) (Formación de carbonatos CaCO3) | Siglos a milenios |
| Biosfera y sedimentos | ≈ 15,000 | Combustibles fósiles | Enterramiento, diagénesis | ≈ 0.1 | \(CH_2O_{\text{materia orgánica}} \rightarrow C_{\text{fósil}} + H_2O + CO_2\) (Concentración y fosilización del carbono) | Millones de años |
| Combustibles fósiles | ≈ 4,000 | Atmósfera (CO2) | Combustión | ≈ 10 | \(C_6H_{12}O_6 (\text{fósil}) + 6\,O_2 \rightarrow 6\,CO_2 + 6\,H_2O\) (Oxidación rápida del carbono fósil) | Instantánea a décadas |
| Litosfera (rocas carbonatadas) | > 60,000,000 | Atmósfera (CO2) | Subducción, vulcanismo | ≈ 0.1 | \(CaCO_3(\text{sedimento}) + \text{magma} \rightarrow CaO + CO_2(\text{volcánico})\) (Desgasificación del manto de carbono) | Millones de años |
N.B.:
La vegetación absorbe CO2 atmosférico mediante la fotosíntesis, pero también lo libera durante la respiración y la descomposición de la materia orgánica. Así, la biosfera actúa como sumidero y fuente de carbono, con un balance neto que depende de los flujos estacionales y las perturbaciones ecológicas.
N.B.:
El equilibrio climático a escala geológica resulta de la retroalimentación entre el desgasificación volcánica (que libera CO2 de los reservorios litosféricos) y la meteorización de silicatos (que captura CO2 atmosférico). Un calentamiento acelera la meteorización, reduciendo el CO2 y enfriando el clima. Este mecanismo vincula las reservas y flujos de carbono, actuando como un termostato planetario lento pero efectivo.
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