CONCLUSIÓN

 Se debe respetar la vida, o sea las bien estructuradas cadenas de formas de vida; ya que al ser dañadas estas repercuten en la desaparición de especies tanto de la flora y fauna, dañando el equilibrio de los factores climáticos medioambientales como vimos anteriormente, y conducen a nuestra aflicción por escasees de agua, fertilidad de la tierra, temporales de lluvia, generación de abominables plagas para nuestros cultivos, etc, con todo esto es necesario crear conciencia no solo como nuestra obligación sino por nuestro bien, y no solo como efectores directos o indirectos de este nuestro planeta tierra, nuestra joya en el universo.

DIVERSIDAD BILÓGICA

Entre los tipos de diversidad biológica encontramos:
 Diversidad Genética: La diversidad genética es el número total de características genéticas dentro de una especie. Es el componente básico de la biodiversidad. Representa la capacidad para encontrar individuos que suplan a otros afectados por dolencias congénitas, malformaciones, debilidad ante patógenos y otros problemas hereditarios.

Cuanto mayor diversidad genética, mayores probabilidades tienen las especies de sobrevivir los cambios del medio ambiente. Las especies con poca diversidad genética tienen mayor riesgo frente a esos cambios. En general, cuando el tamaño de las poblaciones se reduce, aumenta la reproducción entre organismos emparentados (consanguinidad) y hay una reducción de la diversidad genética.

Esta diversidad se reduce cuando hay “cuellos de botella”, es decir, cuando una población disminuye substancialmente y quedan pocos individuos.  Por ejemplo, la población de alrededor de 100 leones (Panthera leo) del Cráter Ngorongoro en Tanzania desciende de alrededor de 15 leones sobrevivientes de una plaga de moscas mordelonas (Stomoxys calcitrans) producida por el aumento de lluvias en 1962. La pérdida de diversidad genética de los leones del Cráter ha resultado en problemas reproductivos y de sobrevivencia.
La diversidad genética se puede medir utilizando la diversidad de genes, la heterocigocidad, o el número de alelos por locus.

 Diversidad de Especie: Es la variedad de especies dentro de un hábitat o una región, es decir, los tipos de animales que existen en un territorio. Las especies son las unidades básicas de clasificación biológica y, por lo tanto, la medida normal de la diversidad biológica. La riqueza de especies es el término que se le atribuye al número de especies diferentes en un área determinada. El total se estima que a nivel mundial existe dentro de 5 a 10 millones de especies, aunque hasta el momento, solo 1,75 millones han logrado ser nombradas científicamente.

Algunos hábitats, como los bosques lluviosos y los arrecifes de coral, poseen variedad de especies. Por ejemplo, en América del Norte y América del Sur tienen alrededor de 85,000 especies de plantas con flores, en Asia tropical y subtropical tienen más de 50,000 y en África tropical y subtropical tienen alrededor de 35,000. Por el contrario, en toda Europa se tiene 11.300 plantas vasculares. Sin embargo, otras áreas, como las salinas o en corrientes contaminadas, se tienen menos especies. Las especies se agrupan en familias dependiendo de las características compartidas.

La Diversidad de Especies en Panamá: la poción geográfica de Panamá ha permitido la riqueza biológica que tenemos:
259 especies de mamíferos; 970 de aves; los reptiles contienen 240 especies y los anfibios 190. En cuanto a la ictiofauna, se reporta un total 220 especies de peces de agua dulce y 1,157 especies de peces marinos

La diversidad de la flora conocido de Panamá es de 10,444 especies de plantas y está caracterizada por el intercambio biótico entre Norte y Suramérica: de estas 9,520 son vasculares, 17 especies de gimnospermas, unas 938 especies de helechos y aliados, y 796 especies de musgos y aliados, de cuyo total, unas 1,176 son especies endémicas.

 Diversidad Ecológica o Ecosistemas: El ecosistema es el conjunto de especies de un área determinada que interactúan entre ellas y con su ambiente abiótico; mediante procesos como la depredación, el parasitismo, la competencia y la simbiosis, y con su ambiente al desintegrarse y volver a ser parte del ciclo de energía y de nutrientes. Las especies del ecosistema, incluyendo bacterias, hongos, plantas y animales dependen unas de otras. Las relaciones entre las especies y su medio resultan en el flujo de materia y energía del ecosistema.

Panamá cuenta con una gran diversidad de ecosistema debido a sus características geológicas y geográficas la cual permite la existencia de múltiples ecosistemas que dan abrigo a todas sus diversidades biológicas.

El más conocido es el sistema de las zonas de vida Holdridge, basado en la temperatura y la humedad combinada con una clasificación de la vegetación.

Por otro lado, se han identificado y caracterizado otros ecosistemas de humedales importantes, tales como: los manglares, cativales mixtos y oreyzales.

Panamá se encuentra en la Zona Tropical, con una gran biodiversidad, los grandes parques nacionales que posee, con una belleza insuperable deben ser conservados para garantizar la protección de nuestra Flora y Fauna, es por ello que cada panameño debe conocer la importancia que tiene la “Conservación de Nuestros Parques Nacionales y Áreas protegidas”.

Algunos Ecosistemas de Panamá:

• Ecosistemas Acuáticos tenemos, por ejemplo:
 Manglares: son bosques que rodean las costas, separan el mar de la tierra.
Se encuentra en las costas pacificas y caribe del país. Son sitios de reproducción para una alta diversidad de organismos marinos.

Arrecifes coralinas: se encuentra a lo largo de la costa del caribe del país.
Se forman por el crecimiento de enormes agrupaciones de pequeños animales llamados corales.
Estos ecosistemas frenan la fuerza de las olas que erosionan las costas y sirven de refugio para gran cantidad de peces.

• Terrestre: Los ecosistemas terrestres son aquellos en los que los animales y plantas viven en el suelo y en el aire. Allí encuentran todo lo que necesitan para vivir. Dependiendo de los factores abióticos de cada ecosistema, podemos definir distintos tipos de hábitat terrestres: desiertos, praderas y selvas. Los distintos vegetales y animales que habitan cada uno de ellos tienen características diferentes, ya que se han adaptado al hábitat en que viven. Cuando se producen cambios y alguna especie no puede adaptarse, muere pudiendo llegar a extinguirse.

Una de las principales amenazas de la biodiversidad ha sido el mismo ser humano, el cual por medio de sus acciones de deforestación, incendios y contaminación ha ocasionado daños que no solo afectan a las especies que habitan en esos lugares, sino que también han dañado al medio ambiente. Alguno de los daños ha sido irreversible como por ejemplo extinción de algunas especies, fragmentación y pérdida de los bosques, arrecifes entre otros.

Para la preservación de la biodiversidad lo primero que hay que hacer es controlar la cantidad de individuos que habitan el área, dejar de realizar las actividades que pueden afectar los recursos naturales, también se tiene que proteger a todas las especies que se encuentran bajo amenazas de extinción y finalmente crear una conciencia de preservación del ambiente en cada individuo.

INTRODUCCION

Este es un blog informativo que tiene la finalidad de llevar información  a la personas, en el se desarrollaran temas acerca de la biodiversidad de Panamá ,sus causas y consecuencias que lleva la transformación del ambiente y del planeta tierra.

DIVERSIDAD BIOLÓGICA

Diversidad Biológica

La diversidad biológica o biodiversidad se refiere a la extensa variedad de seres vivos existentes en el planeta, es también un sistema dinámico que está en evolución constante o a la amplia variedad de animales, organismos vivos y plantas existentes en el planeta, también hace referencia a las adaptaciones del ambiente y variación genética en la que se desarrolla la vida, interacción y evolución de todo ser vivo.

La distribución de la biodiversidad viene como consecuencia de factores evolutivos en el área biológica, geográfica y ecológica, por consiguiente, cada especie posee un entorno adecuado a sus necesidades en donde cada uno de estos pueden relacionarse de manera armoniosa con el medio que lo rodea.

Este término proviene de la contracción inglesa “biological diversity”, y se le atribuye Walter G. Rosen el cual lo mencionó por primera vez en una conferencia en 1986.

Panamá. Y es que un estudio de la Sociedad Audubon reveló que Panamá, después de México, es el segundo sitio clave en Mesoamérica para preservar la diversidad biológica.

De acuerdo con el estudio de Audubon, el Istmo cuenta con cincuenta y siete áreas claves de biodiversidad.

De los cincuenta y siete sitios, veintiocho son áreas protegidas y 11 lo están parcialmente. Sin embargo, los dieciocho restantes están totalmente desprotegidas.

Rosabel Miró, directora ejecutiva de la Sociedad Audobon de Panamá aseguró que es necesario crear mecanismos que permitan preservar la vida silvestre de los sitios que no poseen ninguna protección.

ESPECIES AMENAZADAS

Aunque, el istmo es una región caracterizada por poseer área extremadamente rica en biodiversidad tiene un gran potencial de especies amenazadas.

Existen 295 especies en peligro en las 57 áreas claves. Las plantas y los anfibios encabezan la lista, seguidos de las aves.

De acuerdo con la CI (Conservación Internacional), la explotación de la agricultura, la caza, tala ilegal y el desarrollo urbano han provocado la extinción y reducción de gran cantidad de especies.

Ciclo del fósforo

¿Cuál es la importancia del fósforo en el crecimiento y fisiología vegetal?

El fósforo (P) constituye uno de los macronutrientes esenciales para el crecimiento vegetal, junto con el nitrógeno y él potasio. El P cumple importantes funciones bioquímicas y fisiológicas, como formar parte de biomoléculas (e.g. fosfolípidos, proteínas, nucleótidos, ATP, etc.). Desde el punto de vista bioquímico, forma parte de las unidades monoméricas (“ladrillos”) de las cadenas polinucleótidas como el ADN, le confiere al P una función muy relevante. Por ello, se suele comentar en algunos artículos de divulgación que el P es fundamental para la vida, puesto que forma parte de las unidades fundamentales que la hacen posible.

Desde una perspectiva agronómica y de producción vegetal, el P cumple importantes funciones:

Estimula el crecimiento y expansión foliar

Promueve el crecimiento de las raíces

Mejora la calidad de frutos, granos, etc.

En esquemas de producción sustentables, el P forma parte de los programas de fertilización, a través del uso de fertilizantes químicos, agro-minerales (e.g. roca fosfórica) o enmiendas orgánicas (e.g. estiércol, compost, etc.), dependiendo de las características de los sistemas productivos.

¿A que llamamos ciclo del fósforo y cual son sus componentes?

El conocimiento de los ciclos biogeoquímicos de los nutrientes a escala de sistema suelo-cultivo, permite conocer la estructura y funcionamiento de los nutrientes en dicho sistema, fundamental para la comprensión y también para la toma decisiones de manejo agronómico. Existen numerosas formas de representar el ciclo del P en agro-ecosistemas. En la Figura 1 se presenta un ejemplo. Dentro del ciclo del P, los ingresos de P al sistema corresponden al agregado de P a través de fertilizantes. En suelos sin erosión, las salidas de P de los agros ecosistemas están conformadas por la remoción de P por las plantas (e.g., granos, frutos, etc.). Los demás procesos podemos considerarlos como “ciclados” o ciclos internos. Las plantas absorben el P que se encuentra en la fracción “soluble”, que presenta muy baja concentración. Este “pool” se encuentra en equilibrio dinámico con las demás fracciones, que abastecen a la fracción del P en solución. La forma química en la cual las plantas absorben el P es como ión orto fosfato ácido o diácido. Por tratarse de un nutriente poco móvil en el suelo, la llegada del P al sistema radicular de las plantas ocurre básicamente por difusión e intercepción radicular La velocidad del proceso de difusión depende de varios factores, siendo los más importantes la diferencia de concentración de P en el área de difusión, la temperatura, la humedad edáfica y la tortuosidad del suelo.  

Ciclo biogeoquímico del fósforo

La reserva de P del suelo se encuentra tanto en la materia orgánica (MO) como en compuestos inorgánicos. Las proporciones de compuestos orgánicos e inorgánicos dependen del tipo de suelo y edafogénesis. En el sudeste de la Región Pampeana argentina, las menores temperaturas determinaron procesos de edafización con una importante génesis de compuestos orgánicos humificados, que generan que el P pueda representar el 80% del P total, mientras que en el norte de Buenos Aires y sur de Santa Fe, las mayores temperaturas durante la edafogénesis inducen menores acumulaciones de MO humificada, con proporciones de P orgánicos del orden del 50%, según tipo de suelo. Evidentemente, la degradación de los suelos por erosión, han dado lugar en las últimas décadas pérdidas muy considerables de MO y los nutrientes principales asociados a esta fracción edáfica (N, P, S, algunos micronutrientes, etc.). En cuanto a los compuestos inorgánicos, el P en el suelo se encuentra en diversas formas mineralógicas, cuyo abordaje escapa el alcance de este posteo. La apatita, y sus diferentes formas mineralógicas, constituyen una forma importante del P inorgánico del suelo, y su origen es heredado a partir del material originario, cuyo principal aporte corresponde al Loess, depositado desde zonas peri glaciares del oeste de la Argentina (zona Andina) tanto por acción del viento como por los ríos.

El P orgánico requiere ser mineralizado a formas inorgánicas (iones orto fosfatos) para que pueda ser aprovechado por las plantas. El proceso de mineralización del P se la puede dividir en  mineralización biológica y bioquímica. La mineralización biológica corresponde a la degradación microbiana de compuestos orgánicos donde el P se encuentra ligado al carbono (C), y cuyo producto de degradación es el CO2. Este proceso es el mismo por el que se libera N y S, dependiendo fundamentalmente de la temperatura y humedad edáfica. La mineralización bioquímica es mediada por enzimas (e.g. fosfatasas) y también puede representar una proporción importante de P mineralizado.    

Los residuos aportados por los cultivos, si bien no constituyen un ingreso de P al sistema suelo-cultivo, sí representan importantes fuentes de nutrientes biodisponibles para el cultivo, dependiendo de la relación C: N y C: N: P del material, y también del ambiente edáfico (temperatura, humedad, pH, etc.). Cuando las relaciones C: N son más bajas (e.g. residuos de leguminosas como soja) puede haber liberación neta de nutrientes, mientras que en los residuos con mayores relaciones C: N, puede verificarse inmovilización transitoria de nutrientes.

Las diferentes formas orgánicas e inorgánicas se pueden clasificar también según la “labilidad” o biodisponibilidad para las plantas. Compuestos inorgánicos poco lábiles podrían ser aquellos de naturaleza aromática muy condensada presentes en el humus, mientras que los minerales fosfatados primarios, podrían ser ejemplos de pooles de P poco lábiles y por ende de escasa disponibilidad para la nutrición vegetal. Las fracciones más lábiles corresponden a fracciones más jóvenes, que provienen de los residuos de los cultivos, y tienen una importante función en el abastecimiento de P de corto plazo.  Los sistemas de cultivo bajo siembra directa estabilizados, con una fertilización balanceada (aporte de nutrientes limitantes para el sistema de producción) y con elevado aporte de C al sistema. Conceptualmente debemos entender que todas las fracciones de P mencionadas (P lábil, no lábil o poco lábil, etc.) tanto orgánicas como inorgánicas, se encuentran en permanente equilibrio, siendo las poco lábiles el pool o fracción de reserva de P del sistema. Los cultivos van agotando el P en solución, que se encuentra muy poco concentrado, y dichas zonas de agotamiento son progresivamente abastecidas desde fracciones más lábiles y estas últimas son provistas por formas de P de reserva o no lábiles.    

Con fines de diagnóstico de fertilidad de suelos, se evalúan diferentes extractantes de P que se correlacionen con la absorción y/o acumulación de biomasa de cultivos. Estos estudios se denominan de “correlación”. Para este fin, resulta frecuente utilizar plantas de raigrás o alguna especie similar en ensayos de invernadero, donde es posible controlar el ambiente y reducir fuentes de variabilidad. Una vez seleccionados los extractantes que mejor correlacionan con el crecimiento se pasa a la segunda etapa que consiste en la calibración de la técnica analítica. Los ensayos de calibración, que pueden ser en el campo y también en ensayos de invernadero, tienen como objetivo evaluar la relación entre la respuesta a la fertilización con P y el contenido del extractante en el suelo. En la Región Pampeana argentina se dispone de calibraciones para realizar recomendaciones de fertilización fosfatada en diversas regiones edafo-climáticas y cultivos.

¿Cuáles son los fertilizantes utilizados en fertilización de cultivos de granos en la Región Pampeana argentina?

 Existen numerosos fertilizantes fosfatados utilizadas en la agricultura argentina. En la Tabla 1 se presentan las más difundidas en la Región Pampeana. El uso de fuentes orgánicas es poco relevante en cultivos de grano, siendo más utilizados en cultivos hortícolas. También el uso de roca fosfórica es muy escaso, por lo cual no son abordados en este escrito.   

 Contenido de nutrientes de principales fuentes fosfatadas

Fertilizante                                            Contenido de P2O5 (%)  Otros nutrientes

Fosfato monoamónico (MAP)                       52                            11% de N

Fosfato diamónico (DAP)                             46                            18% de N

Superfosfato Simple (SFS)                           21                            12% de S y 20% de Ca

Superfosfato Triple (SFT).                            46                            14% de Calcio

Los fertilizantes fosfatados denominados “superfosfatos” contienen como forma de P al fosfato mono cálcico. Los fosfatos de amonio, que son los más solubles en agua, contienen P como aniones orto fosfatos. El superfosfato simple (SFS) tiene niveles variables de sulfato de calcio bihidratado dentro de su composición. Este “yeso residual” se produce como consecuencia de la reacción del ácido sulfúrico con la roca fosfórica (rica en calcio) durante el proceso de fabricación del fertilizante.

En la Figura 3 se muestra la evolución del consumo de fertilizantes fosfatados en la Argentina en los últimos años.  Podemos observar que los fosfatos de amonio lideran el ranking en términos de volumen consumido. Del mismo modo cabe resaltar como, en los últimos años, la utilización del MAP viene expandiéndose marcadamente en detrimento de los volúmenes de DAP. También es interesante constatar el incremento que se viene registrando en el consumo de SPS en los últimos años, posicionado fundamentalmente en el mercado de soja. 

 

 Figura 3: Evolución del consumo de fertilizantes fosfatados

¿Cómo reaccionan los fertilizantes fosfatados en el suelo?

La reacción inicial de los fertilizantes fosfatados en el suelo depende, además de la forma química en las que se encuentra el P en el producto, del pH del medio y en gran medida de la interacción de los fosfatos con las arcillas y óxidos presentes en la fase sólida del suelo.   

 Los superfosfatos, por tener Ca en su composición, generan alrededor del gránulo residuos de fosfatos di cálcicos de muy baja solubilidad. Los fosfatos de amonio, por no tener Ca, no generan esos productos residuales de baja solubilidad durante la reacción inicial en el suelo. El pH de disolución de las fuentes fosfatadas varía considerablemente. El superfosfato triple genera alrededor del gránulo una solución saturada muy ácida, con un pH de alrededor de 1.5, mientras que el pH de disolución del MAP es de 3.5 y del DAP de alrededor de 8. Estos procesos de disolución involucran un volumen muy reducido de suelo, son temporarios y no atesirarán una gran influencia en el pH global del suelo, a pesar de que pueden incidir sobre la nutrición de los cultivos en alguna etapa fenológica específica (Young et. al. 1985). Los autores también reportan el clásico efecto positivo del amonio en la eficiencia de aprovechamiento del P aplicado. Cuando se aplican productos de P amoniacales (MAP, DAP) la absorción de amonio por las plantas determinaría una acidificación a nivel de la zona rizosférica que mejoraría el aprovechamiento del P por una mejor disolución de los fosfatos. A pesar de estas variaciones en la reacción inicial de las fuentes fosfatadas, numerosos ensayos de fertilización no encuentran diferencias en eficiencia de aprovechamiento entre fuentes fosfatadas, cuando se consideran iguales dosis de P aportadas y no se presentan limitantes de N. Sin embargo,  las características químicas del fertilizante resultan fundamentales para analizar la tecnología de fertilización utilizada, en especial la forma de aplicación. Así, el autor reporta mayores niveles de fitotoxicidad con DAP respecto del MAP en aplicaciones en conjunto con la semilla y realiza recomendaciones de aplicación diferencial parta cada una de las fuentes, siendo mayores las dosis de riesgo (dosis máxima a utilizar) en MAP que en DAP, si bien es conocido que sobre el fenómeno de la fitotoxicidad inciden numerosos factores como tipo de suelo (textura, MO, etc.), humedad del perfil, distanciamiento entre hileras, cultivo, etc. 

Independientemente de la fuente fosfatada utilizada, una vez que el fertilizante es disuelto e incorporado en el suelo, los aniones orto fosfatos son influenciados por los procesos y equilibrios químicos presentes en el mismo. Así, el P agregado pasa a formar parte de las diferentes fracciones del suelo (pooles) que tienen distintos grados de biodisponibilidad: solución de suelo, P retenido en arcillas y óxidos, P no lábil (P precipitado o de baja solubilidad), etc. El P presente en la solución de suelo es muy baja, y es de donde las plantas absorben el P. A medida que la disponibilidad de P en la solución del suelo se va agotando, es reabastecido desde fracciones lábiles (tanto orgánicas como inorgánicas) que están en equilibrio con formas menos disponibles (constituyentes primarios del suelo). El mayor grado de retención de fosfatos se presenta en suelos más arcillosos, pero el P es progresivamente liberado a formas lábiles y a la solución del suelo, es decir pasa a ser biodisponible. El abastecimiento de P del fertilizante más allá de un ciclo de producción es lo que se denomina “residualidad de la fertilización” y permite el manejo del P a nivel de secuencias de cultivos. La recuperación del P aplicado es relativamente baja, del orden del 20%, dependiendo del tipo de suelo y condiciones edáficas.

A diferencia de la retención de fosfatos en suelos, en la fijación de fosfatos, gran parte del P agregado como fertilizante pasa a formar estructuras químicas permanentes dentro de la fase sólida del suelo, quedando no disponible para los cultivos. Este mecanismo se presenta en suelos con mineralogía de arcillas predominantemente caolinítica (arcillas 1:1) o con elevados contenidos de óxidos y/o alofanos.

Ciclo del carbono

El ciclo del carbono es un ciclo biogeoquímico por el cual el carbono se intercambia entre la biosfera, la litosfera, la hidrosfera y la atmósfera de la Tierra. Los conocimientos sobre esta circulación de carbono posibilitan apreciar la intervención humana en el clima y sus efectos sobre el cambio climático. 

El carbono (C) es el cuarto elemento más abundante en el Universo, después del hidrógeno, el helio y el oxígeno (O). Es el pilar de la vida que conocemos. Existen básicamente dos formas de carbono: orgánica (presente en los organismos vivos y muertos, y en los descompuestos) y otra inorgánica (presente en las rocas).

En el planeta Tierra, el carbono circula a través de los océanos, de la atmósfera y de la superficie y el interior terrestre, en un gran ciclo biogeoquímico. Este ciclo puede ser dividido en dos: el ciclo lento o geológico y el ciclo rápido o biológico.

Suele considerarse que este ciclo está constituido por cuatro reservorios principales de carbono interconectados por rutas de intercambio. Los reservorios son la atmósfera, la biosfera terrestre (que, por lo general, incluye sistemas de agua dulce y material orgánico no vivo, como el carbono del suelo), los océanos (que incluyen el carbono inorgánico disuelto, los organismos marítimos y la materia no viva), y los sedimentos (que incluyen los combustibles fósiles). Los movimientos anuales de carbono entre reservorios ocurren debido a varios procesos químicos, físicos, geológicos y biológicos. El océano contiene el fondo activo más grande de carbono cerca de la superficie de la Tierra, pero la parte del océano profundo no se intercambia rápidamente con la atmósfera.

El balance global es el equilibrio entre intercambios (ingresos y pérdidas) de carbono entre los reservorios o entre una ruta del ciclo específica (por ejemplo, atmósfera - biosfera). Un examen del balance de carbono de un fondo o reservorio puede proporcionar información sobre si funcionan como una fuente o un almacén para el dióxido de carbono.

Carbono en la atmósfera

El carbono existe en la atmósfera de la Tierra principalmente en forma de gas dióxido de carbono (CO2). En la atmósfera hay 750 gigatoneladas de carbono. La concentración de CO2 es de 381 ml/m³, que corresponde a una cantidad de aproximadamente 800 gigatoneladas de carbono. Es aproximadamente el 0,001% del carbono total global.

La atmósfera es el almacén de carbono más pequeño, y reacciona de forma más sensible a los cambios. Por el contrario, la atmósfera tiene el mayor porcentaje de circulación de carbono a causa de procesos bioquímicos.

Aunque es una parte muy pequeña de la atmósfera (aproximadamente el 0.04% en una base molar, pero está elevándose), desempeña un papel importante en el sustento de la vida. Otros gases que contienen carbono en la atmósfera son el metano y los clorofluorocarbonos (completamente antropogénicos). La concentración atmosférica total de estos gases de invernadero ha estado aumentando en décadas recientes, contribuyendo al calentamiento global.
El carbono es tomado de la atmósfera  de varios modos:

* Cuando el sol brilla, las plantas realizan la fotosíntesis para convertir dióxido de carbono en carbohidratos, liberando oxígeno en el proceso. Este proceso es más prolífico en bosques relativamente nuevos, donde el crecimiento del árbol es todavía rápido.
* En la superficie de los océanos, cerca de los polos, el agua del mar actúa como refrigerador y se forma más ácido carbónico cuando el CO2 se hace más soluble. Esto está conectado con la circulación termohalina del océano, que transporta el agua superficial densa al interior del océano.
* En áreas superiores del océano con alta productividad biológica, los organismos convierten el carbono reducido en tejidos, y los carbonatos en partes del cuerpo duras como conchas y caparazones. Éstos compuestos son, respectivamente, oxidados (bomba de tejidos) y disueltos de nuevo (bomba de carbonato) en niveles medios del océano inferiores a donde se formaron, causando un flujo hacia abajo del carbono.
* La erosión de roca de silicato. El ácido carbónico reacciona con la roca erosionada para producir iones de bicarbonato. Los iones de bicarbonato producidos son transportados al océano, donde se usan para hacer carbonatos marinos. A diferencia del CO2 disuelto en equilibrio o en los tejidos muertos, la erosión no mueve el carbono a un reservorio del cual pueda volver fácilmente a la atmósfera.

El carbono puede ser liberado a la atmósfera de muchos modos diferentes:
* Por la respiración realizada por plantas y animales. Esta es una reacción exotérmica e implica la ruptura de glucosa (u otras moléculas orgánicas) en dióxido de carbono y agua.
* Por tejidos muertos de animales y vegetales. Los hongos y las bacterias dividen los compuestos de carbono de los animales muertos y las plantas, y convierten el carbono a dióxido de carbono si hay oxígeno presente, o bien a metano si no lo hay.
* Por la combustión de material orgánico, que oxida el carbono que contiene, produciendo dióxido de carbono (y otros productos, como vapor de agua). Quemando combustibles fósiles como carbón, productos del petróleo y gas natural, se libera el carbono que ha sido almacenado en la geosfera durante millones de años.
* Producción de cemento. El dióxido de carbono se libera cuando la piedra caliza (carbonato de calcio) se calienta para producir la cal (óxido de calcio), un componente del cemento.
* En la superficie de los océanos, donde el agua es más cálida, el dióxido de carbono disuelto se libera de vuelta a la atmósfera
* Las erupciones volcánicas y el metamorfismo liberan gases en la atmósfera. Los gases volcánicos son, principalmente, vapor de agua, dióxido de carbono y dióxido de azufre. El dióxido de carbono liberado es aproximadamente igual a la cantidad de silicato eliminada por erosión; ambos procesos, que son el reverso químico uno de otro, suman casi cero, y no afectan al nivel de dióxido de carbono atmosférico en escalas de tiempo menores de unos 100.000 años.
* Más excepcionalmente, el carbono puede provenir del impacto de un meteorito importante sobre la Tierra. Según la violencia de este acontecimiento, la cantidad de materia expulsada y las consecuencias pueden variar considerablemente. Mientras que la actividad volcánica normal hace aumentar la tasa atmosférica de los gases de efecto de invernadero, la caída de un cuerpo pesado o una erupción excepcionalmente poderosa propagan en la alta atmósfera grandes cantidades de polvo que reducen el flujo del brillo solar, lo que provoca una disminución de la temperatura que puede ir hasta varias decenas de grados en unas semanas. Un cataclismo de este tipo es tal vez la causa de la desaparición de los dinosaurios.

Carbono en los océanos

Los océanos contienen alrededor de 36000 gigatoneladas de carbono, sobre todo en forma de ion bicarbonato. Esto corresponde al 0.05% del carbono total de la Tierra. El carbono inorgánico, sin enlaces carbono-carbono ni carbono-hidrógeno, es importante en sus reacciones dentro del agua. Este intercambio de carbono resulta de importancia para el control del pH en el océano y también puede actuar como fuente, o bien hundirse. El carbono se intercambia fácilmente entre la atmósfera y el océano. 

En regiones de flujo ascendente oceánico, el carbono se libera a la atmósfera. Y a la inversa, las regiones de flujo descendente transfieren el carbono (CO2) de la atmósfera al océano. Cuando el CO2 entra en el océano, se forma ácido carbónico: CO2 + H2O ⇌ H2CO3. Esta reacción puede ser en ambos sentidos, es decir, logra un equilibrio químico.

Otra reacción importante en el control de los niveles de pH oceánicos es la liberación de iones hidrógeno y bicarbonato. Esta reacción controla los grandes cambios de pH:
H2CO3 ⇌ H+ + HCO3−

En los océanos, el bicarbonato puede combinarse con el calcio para formar piedra caliza (carbonato de calcio, CaCO3, con sílice), que precipita al suelo del océano. La piedra caliza es el reservorio más grande de carbono en el ciclo del carbono. El calcio viene de la erosión de rocas de silicato cálcico, que hace que el silicio de las rocas se combine con el oxígeno para formar arena o cuarzo (dióxido de silicio), dejando iones de calcio disponibles para formar piedra caliza.

Carbono en la biosfera

Alrededor de 1900 gigatoneladas de carbono están presentes en la biosfera. El carbono es una parte esencial de la vida en la Tierra. Desempeña un papel importante en la estructura, bioquímica y nutrición de todas las células vivas.

Los autótrofos son organismos que producen sus propios compuestos orgánicos usando el dióxido de carbono del aire o el agua en la cual viven. Para hacer esto necesitan una fuente externa de energía. Casi todos los autótrofos usan la radiación solar como fuente energía, y su proceso de producción se llama fotosíntesis. 

Un pequeño número de autótrofos explota fuentes de energía químicas en un proceso llamado quimio síntesis. Los autótrofos más importantes para el ciclo del carbono son los árboles de los bosques y el fitoplancton de los océanos. La fotosíntesis sigue la reacción: 6CO2 + 6H2O → C6H12O6 + 6O2

El carbono se transfiere dentro de la biosfera cuando los heterótrofos se alimentan de otros organismos o de sus partes (por ejemplo, frutas). Esto incluye el consumo de material orgánico muerto (detritos) por hongos y bacterias para su fermentación o putrefacción.

La mayor parte del carbono deja la biosfera mediante la respiración. Cuando el oxígeno está presente, se produce la respiración aeróbica, que libera el dióxido de carbono en el aire circundante o el agua, siguiendo la reacción: C6H12O6 + 6O2 → 6CO2 + 6H2O. Por otra parte, en ausencia de oxígeno, la respiración anaerobia libera metano en el ambiente circundante, que finalmente sigue su camino hacia la atmósfera o la hidrosfera (por ejemplo, el gas de los pantanos o el de las flatulencias).

La combustión de biomasa (como fuegos forestales, madera usada para la calefacción y cualquier otra materia orgánica) también puede transferir cantidades sustanciales de carbono a la atmósfera.

Queda mucho por aprender sobre el ciclo del carbono en el océano profundo. Por ejemplo, un descubrimiento reciente es que las casas mucosas de las larváceas (comúnmente conocidas como "plomos") se crean en tal cantidad que pueden proporcionar tanto carbono al océano profundo como el que es descubierto por las trampas de sedimento. A causa de su tamaño y composición, estas casas (dos filtros mucosos donde vive la larvácea) son raramente recogidas en tales trampas, por lo que la mayor parte de los análisis de biogeoquímicos no las han tenido en cuenta erróneamente.

El almacenamiento de carbono en la biosfera está bajo la influencia de varios procesos en escalas de tiempo diferentes: mientras la productividad primaria neta sigue un ciclo diurno y estacional, el carbono puede ser almacenado hasta varios cientos de años en los árboles y hasta miles de años en los suelos. Los cambios de estos fondos de carbono a largo plazo (por ejemplo por repoblación forestal o por cambios relacionados con la temperatura en la respiración del suelo) pueden afectar así al cambio climático global.

Ciclo geológico del carbono

El ciclo geológico del carbono, que opera a una escala de millones de años, está integrado en la propia estructura del planeta y se puso en marcha hace aproximadamente 4,55 miles de millones de años, cuando se formó el Sistema Solar y la Tierra. Su origen fueron los planetasimales (pequeños cuerpos que se habían formado a partir de la nebulosa solar) y los meteoritos portadores de carbono que chocaron con la Tierra. 

Más del 99% del carbono terrestre está contenido en la litosfera, siendo la mayoría carbono inorgánico, almacenado en rocas sedimentarias como las rocas calizas. El carbono orgánico contenido en la litosfera está almacenado en depósitos de combustibles fósiles.

En una escala geológica, existe un ciclo entre la corteza terrestre (litosfera), los océanos (hidrosfera) y la atmósfera.

El dióxido de carbono (CO2) de la atmósfera, combinado con el agua, forma el ácido carbónico, el cual reacciona lentamente con el calcio y con el magnesio de la corteza terrestre, formando carbonatos. A través de los procesos de erosión (lluvia, viento), estos carbonatos son arrastrados a los océanos, donde se acumulan en su lecho en capas, o son asimilados por organismos marinos que, eventualmente, después de muertos, también se depositan en el fondo del mar. Estos sedimentos se van acumulando a lo largo de miles de años, formando rocas calizas.

El ciclo continúa cuando las rocas sedimentarias del lecho marino son arrastradas hacia el manto de la Tierra por un proceso de subducción (proceso por el cual una placa tectónica desciende por debajo de otra). Así, las rocas sedimentarias están sometidas a grandes presiones y temperaturas debajo de la superficie de la Tierra, derritiéndose y reaccionando con otros minerales, liberando CO2. El CO2 es devuelto a la atmósfera a través de las erupciones volcánicas y otro tipo de actividades volcánicas, completándose así el ciclo.

Los balances entre los diversos procesos del ciclo del carbono geológico han controlado la concentración de CO2 presente en la atmósfera a lo largo de millones de años. Los más antiguos sedimentos geológicos, datados en épocas anteriores al desarrollo de la vida en la Tierra, apuntan concentraciones de CO2 atmosférico cien veces superiores a las actuales, proporcionando un fuerte efecto invernadero.

Por otro lado, las mediciones de los núcleos de hielo retirados de la Antártida y Groenlandia, permiten estimar que durante la última era glaciar las concentraciones de CO2 eran aproximadamente la mitad que en la actualidad (en 2005 de 379,1 ppmv de CO2).

Para el carbono orgánico, cuyo origen es la materia orgánica no totalmente descompuesta en ausencia de oxígeno, que dio origen a la hulla, el petróleo y el gas natural, cualquier cambio significativo entre los diversos depósitos afecta también a una escala geológica. Esto fue así hasta hace unos 200 años, con el inicio de la Revolución Industrial y la explotación y utilización (combustión) a gran escala de los combustibles fósiles, que empezó a liberar a la atmósfera el carbono de estos depósitos en forma de CO2.

Ciclo biológico del carbono

El ciclo biológico del carbono es relativamente rápido: se estima que la renovación del carbono atmosférico ocurre cada 20 años. En ausencia de la influencia antropogénica (causada por el hombre), en el ciclo biológico existen tres depósitos o “stocks”: terrestre (20000 Gt), atmósfera (750 Gt) y océanos (40000 Gt). Este ciclo desempeña un papel importante en los flujos de carbono entre los diversos depósitos, a través de los procesos de fotosíntesis y respiración. Mediante la fotosíntesis, las plantas absorben la energía solar y el CO2 de la atmósfera, produciendo oxígeno e hidratos de carbono (azúcares como la glucosa), que sirven de base para el crecimiento de las plantas. 

Los animales y las plantas utilizan los carbohidratos en el proceso de respiración, usando la energía contenida en los carbohidratos y emitiendo CO2. Junto con la descomposición orgánica (forma de respiración de las bacterias y hongos), la respiración devuelve el carbono, biológicamente fijado en los reservorios terrestres (los tejidos de biota, el permafrost del suelo y la turba), a la atmósfera.

Las ecuaciones químicas que rigen estos dos procesos son:

Fotosíntesis: 6CO2 + 6H2 + energía (luz solar) -> C6H12O6 + 6O2Respiración: C6H12O6 (materia orgánica) + 6O2 -> 6CO2 + 6H2 + energía

Es posible verificar que el mayor cambio entre el depósito terrestre y el atmosférico resulta de los procesos de fotosíntesis y respiración. Los días de primavera y verano, las plantas absorben luz solar y CO2 de la atmósfera y, paralelamente, los animales, plantas y microbios, a través de la respiración, devuelven el CO2. Cuando la temperatura o la humedad es mucho más baja, por ejemplo en invierno o en los desiertos, la fotosíntesis y la respiración se reduce o cesa, así como el flujo de carbono entre la superficie terrestre y la atmósfera.

Debido a la declinación de la Tierra y a la desigual distribución de la vegetación en los hemisferios, existe una flotación a lo largo del año que es visible en los diversos gráficos de variación de concentración anual del CO2, como por ejemplo en la curva de Keeling. En 1958, el científico Charles David Keeling (oceanógrafo del Scripps Institute of Oceanography), puso en marcha una serie de experiencias en el monte Mauna Loa, Hawaii, que le permitieron medir, con bastante precisión, la concentración de CO2 en la atmósfera.

A pesar de que el reservorio atmosférico de carbono es el menor de los tres (con cerca de 750 Gt de carbono), este depósito determina la concentración de CO2 en la atmósfera, cuya concentración puede influenciar el clima terrestre. Además, los flujos anuales entre la reserva atmosférica y las otras dos reservas (océanos y terrestre) son muy sensibles a los cambios.

Los océanos representan el mayor depósito de los tres, cincuenta veces mayor que la reversa atmosférica. Existen traspasos entre estos dos depósitos a través de procesos químicos que establecen un equilibrio entre las capas superficiales de los océanos y las concentraciones en el aire superficial. La cantidad de CO2 que el océano absorbe depende de la temperatura del mismo y de la concentración ya presente. Temperaturas bajas de la superficie del océano potencian una mayor absorción del CO2 atmosférico, mientras que temperaturas más cálidas pueden causar la emisión de CO2.

Los flujos, sin interferencias antropogénicas, son aproximadamente equivalentes, con una lenta variación a escala geológica. La vida en los océanos consume grandes cantidades de CO2, pero el ciclo entre la fotosíntesis y la respiración se desarrolla mucho más rápidamente. El fitoplancton es consumido por el zooplancton en sólo algunos días, y sólo pequeñas cantidades de carbono son acumuladas en el fondo del mar, cuando las conchas del zooplancton, compuestas de carbonato de calcio, se depositan en el fondo tras su muerte. Después de un largo periodo de tiempo, este efecto representa una significativa remoción de carbono de la atmósfera.

Otro proceso intermedio del ciclo biológico que provoca remoción de carbono de la atmósfera, ocurre cuando la fotosíntesis excede la respiración y, lentamente, la materia orgánica forma depósitos de sedimentos que, en ausencia de oxígeno y a lo largo de millones de años, se transforman en combustibles fósiles.

Los incendios (naturales) son un otro elemento del ciclo rápido que añaden CO2 a la atmósfera al consumir la biomasa y materia orgánica, y al provocar la muerte de plantas que acaban por descomponerse y formar también CO2.

Influencia humana en el ciclo del carbono

El almacenamiento de carbono en depósitos fósiles supone, en la práctica, una disminución de los niveles atmosféricos de dióxido de carbono. Estos depósitos se estiman entre 4000 y 10000 Gt, y no figuran en el ciclo rápido del carbono. Sin embargo, las actividades antropogénicas (humanas), sobre todo la quema de combustibles fósiles y la deforestación, están incorporando nuevos flujos de carbono en el ciclo biológico provenientes de estos depósitos, con una influencia significativa en el ciclo global del carbono.

Estas actividades humanas transfieren más CO2 a la atmósfera del que es posible remover naturalmente a través de la sedimentación del carbono, causando así un aumento de las concentraciones atmosféricas de CO2 en un corto periodo de tiempo (cientos de años).

La influencia humana, iniciada sobre todo hace 200 años, cuando la concentración de CO2 atmosférico se situaba en los 280 ppmv (0,028% de la composición global de la atmósfera), provocó un aumento significativo de la concentración de CO2, habiendo actualmente sobrepasado los 380 ppmv (más de un 30% en sólo 200 años). Estos valores sitúan la concentración actual como la más elevada de los últimos 650000 años y quizás superior a la registrada hace 20 millones de años atrás.

No todo el CO2 emitido antropogenicamente queda retenido en la atmósfera. La tasa anual de emisiones antropogénicas durante la década de los 90 se situó, en promedio, en 6,3 Gt. Sin embargo, en el mismo periodo, la concentración de CO2 atmosférico aumentó, en promedio, 3,2 Gt por año. Esto se debe, en parte, al aumento de la difusión de CO2 en los océanos, que habían pasado a absorber cerca de 1,7 Gt por año de las 6,3 Gt emitidas. Las restantes 1,4 Gt por año se estiman que están relacionadas con procesos en la superficie de la tierra. Esta última parcela tiene dos componentes: la alteración de la utilización de los suelos, sobre todo la deforestación, que reduce la tasa de absorción de CO2 en el suelo; y otra, todavía en estudio, que puede tener diferentes orígenes, entre las cuales se encuentra el aumento de la tasa de absorción de las plantas correspondiente a un aumento de la concentración atmosférica de CO2.

Otro escenario posible es el recrecimiento de los bosques en el Hemisferio Norte (en especial del bosque Boreal), que sufrió deforestación en el siglo pasado. Sin embargo, todavía está por determinar su influencia, siendo necesaria mayor investigación científica para obtener nuevos datos que expliquen mejor el fenómeno.

A pesar de las incertidumbres, puede obtenerse una conclusión importante y cuantificable: las actividades humanas influencian el ciclo global del carbono. Al retirar carbono almacenado en los depósitos de combustibles fósiles a una tasa muy superior a la de la absorción del carbono por el ciclo, las actividades humanas están potenciando el aumento de las concentraciones de CO2 en la atmósfera y, muy probablemente, afectando al sistema climático global.

Según el Panel Intergubernamental para las Alteraciones Climáticas de Naciones Unidas (IPCC), existen diversos escenarios de aumento de la temperatura del aire de la superficie terrestre hasta 2090-2099, en relación a 1990-1999, apuntando a un escenario bajo de aumento de 1,8ºC y un escenario alto de 4,0ºC.
Otra conclusión significativa que puede ser obtenida del análisis del ciclo global del carbono es el elevado potencial de algunos bosques para capturar el carbono atmosférico, tanto en el manto vegetal como en la materia orgánica del suelo, lo que aumenta la importancia de la manutención de ecosistemas con grandes cantidades de biomasa y suelos estables, con el objetivo de que ciertos bosques se vuelvan sumideros de carbono a mediano/largo plazo y otros no se vuelvan "fuentes" de carbono.

Las consecuencias de la quema de combustibles fósiles (cambios climáticos, efecto invernadero y desertificación) fueron objeto de un convenio aprobado en Nueva York el 9 de mayo de 1992, y suscrito en Rio de Janeiro (Brasil), por diversos países, el 11 de Junio de 1992, durante la Conferencia de Naciones Unidas para el Medio Ambiente y el Desarrollo) que culminó en el Protocolo de Kyoto.

Consumo energético e impacto ambiental de la captura y almacenamiento de carbono

La implementación de sistemas de captura y almacenamiento de carbono implica un aumento de la producción de CO2. Esto se debe a la pérdida de eficiencia de la central debido al aumento del consumo energético necesario para las fases de captación, transporte y almacenamiento del CO2.

Los valores de aumento de consumo de combustible por kWh producido para instalaciones existentes que capturen cerca del 90% del CO2 producido, varían entre el 11% y el 40% (según la tecnología). Sin embargo, estos valores son esencialmente para instalaciones ya existentes.

Para instalaciones de captura piloto, se estima que la energía térmica adicional por cada tonelada de CO2 capturado ronda los 2 GJ (una reducción en la eficiencia de entre un 15% y un 25%).
Riesgos ambientales y humanos en la captura

- Aumento de las emisiones de algunos contaminantes, como CO y NOx, que no son capturados en el proceso.
- Riesgos eventuales para la salud humana por la presencia de CO2 en grandes concentraciones, o en estado sólido (bajas temperaturas: posibles quemaduras en derrames accidentales).
Riesgos ambientales y humanos en el transporte

- El transporte por gaseoducto no presenta problemas superiores a los que ya se afrontan para el transporte de gases como el gas natural. Existe siempre un eventual riesgo de fuga o reventón, pero sin el problema de la inflamación.
- Para el transporte vía terrestre o marítima, la situación es semejante al transporte de otro tipo de gases industriales, existiendo siempre una posibilidad relativamente pequeña de riesgo de accidentes y eventuales derramamientos de CO2, cuyas consecuencias están por estudiar, pero que pueden eventualmente causar asfixia.
Riesgos ambientales y humanos en el almacenamiento

Existen dos categorías de riesgos:

- Riesgos mundiales: si hubiera una fuga considerable en un depósito de CO2, esto podría contribuir significativamente en las alteraciones climáticas.

- Riesgos locales: fugas por fallos en los pozos, que pueden afectar a los trabajadores locales y a los equipos de reparación de fugas. O bien fugas por fallas geológicas no detectadas, creando una eventual contaminación de los acuíferos y acidificación de los suelos.

Para el caso del almacenamiento oceánico, el riesgo es bastante más elevado, teniendo en cuenta la falta de información disponible en cuanto a los efectos del aumento de la concentración de CO2 (acidificación) en los ecosistemas marítimos.
Caso de estudio: Proyecto CASTOR

El Proyecto CASTOR integra tres componentes de I+D: Captura de Carbono, Reducción en las emisiones europeas en un 10% y análisis de la eficacia y los riesgos del almacenamiento.

Captura
Sistema de captura: post-combustión en instalación de producción de energía eléctrica de carbón en Esbjerg (Dinamarca).
Energía térmica consumida en el proceso: 2,0 GJ/t de CO2, a una tasa del 90% de captura.

Coste por tonelada de CO2 capturada: 20 a 30 €.
Reducción de la eficiencia de la instalación: entre un 15% y un 25%.
Aumento en los costes de la energía: cerca del 50%.
Capacidad de captura: 1 tonelada de CO2 por hora.

El área de la instalación no aumentó significativamente debido al sistema de captura.