El dióxido de carbono, emisiones y sumideros
2. Variabilidad natural de la concentración de CO2
3. Efecto radiativo y térmico del incremento del CO2
La concentración atmosférica del CO2 sufrió un considerable aumento en el siglo XX, que continúa en el XXI.
Antes del comienzo de la revolución industrial (hacia 1750, cuando el escocés James Watt perfeccionó las máquinas de vapor) la concentración de CO2 en la Atmósfera era de unas 280 partes por millón (0,028%) y ahora alcanza casi las 380 ppmv (0,038%).
Aunque la mayor parte de este incremento es atribuíble a la quema de combustibles fósiles por parte de la generación de electricidad, de la industria y del transporte, se calcula que nada menos que un 35 % del aumento en los últimos 300 años ha sido debido a los cambios de usos del suelo impuestos por la agricultura (Foley, 2005).
Desde 1958 (Año Geofísico Internacional) se han llevado a cabo cuidadosas mediciones de las concentraciones de CO2 atmosférico por parte de Charles D Keeling, primero en el Instituto Scripps de Oceanografia de La Jolla, en California, y desde 1974 en el observatorio del volcán Mauna Loa, en Hawai, alejado de fuentes locales de contaminación ( a no ser el propio volcán en sus episodios eruptivos). Posteriormente otros científicos han ido también obteniendo series de registros del CO2 que han corroborado los resultados del Mauna Loa.
La atmósfera actual contiene unas 750 petagramos de carbono en forma de CO2.
En las últimas decadas, el incremento anual de la concentración de CO2 en el aire ha sido por término medio de 1,5 ppmv, es decir, un 0,5 % por año, lo que supone en cantidades absolutas unos 3 Pg de carbono por año
(Pg (Petagramo) = 1015 gramos = Gt (Gigatonelada) = mil millones de toneladas)(2,12 Petagramos de carbono equivalen a 1 ppm en la concentración atmosférica de CO2 )
En la gráfica de evolución de la concentración atmosférica de CO2 se observan unas oscilaciones estacionales invierno-verano de varias partes por millón, por lo que la línea de incremento del CO2 no es rectílinea sino quebrada. Ocurre que durante la estación de crecimiento vegetativo (especialmente en las latitudes medias y altas del hemisferio norte) la vegetación absorbe CO2 del aire y la concentración atmosférica baja. Por el contrario, en la época de hibernación, la biomasa terrestre pierde carbono y la concentración de CO2 en el aire aumenta.
Los dientes de sierra de la gráfica corresponden a los cambios estacionales en el total de la biomasa terrestre. La cantidad de biomasa del hemisferio norte es mucho mayor que la del sur, y por eso su influencia es dominante en el conjunto de la atmósfera.
En donde más se notan estos ciclos estacionales es en las latitudes altas y medias del hemisferio norte. La amplitud anual entre el pico y el valle de la concentración de CO2 es allí entre 15 y 20 ppm. Esta amplitud anual disminuye en las latitudes bajas, hasta ser de sólo unas 3 ppm cerca del Ecuador, debido a la menor influencia estacional en la actividad de las plantas tropicales. Por lo tanto, a pesar de los procesos de transporte y mezcla del aire troposférico, que tienden a que toda la atmósfera tenga una composición química homogénea, existen siempre unas diferencias latitudinales en la concentración de CO2 que revelan con bastante detalle los desfases temporales en la estacionalidad vegetativa entre el norte y el sur.
2. Variabilidad natural de la concentración de CO2
El incremento anual de CO2 en la atmosfera presenta unos valores muy variables de un año para otro, que puede variar entre la 0 y las 4 ppm (Quay, 2002; Zeng, 2005).
Estas variaciones dependen de muchos factores relacionados con el desarrollo de la vegetación y a los procesos biológicos: anomalías en la temperatura del suelo, espesor de la nieve invernal, mayor o menor sequía del verano, etc.
Los cambios ligados al fenómeno del Niño parecen tener una influencia compleja pero importante (Feely, 1999; Chavez, 1999). Sobre todo por los incendios en los bosques y turberas de zonas tropicales, ligados a las sequías que a veces acompañan al Niño. Por ejemplo, se calcula que en 1997 el incremento atmosférico de CO2 se duplicó porque en Indonesia, en la isla de Sumatra especialmente, se quemaron casi un millón de hectáreas de terreno, casi todas correspondientes a turberas tropicales de alto contenido de carbono. Por esa causa la emisión global de CO2 fue entre un 13% y un 40 % superior a la normal (Page et al. 2002). Además, los incendios provocan no solamente un aumento del dióxido de carbono sino también de otro importante gas invernadero: el metano (Van der Werf, 2003)
3. Efecto radiativo y térmico del incremento del CO2
El aumento antrópico del CO2 atmosférico, desde las 280 ppm de los tiempos preindustriales hasta las 380 ppm del presente, produce un aumento radiativo (forzamiento radiativo, radiative forcing) en superficie de aproximadamente 1,7 W/m2. Supone aproximadamente el 50% del forzamiento radiativo provocado por el incremento antrópico del total de los gases invernadero (Myhre , 1998; Hansen 2001; Hansen, 2005; IPCC 2007).
En grados de temperatura, se calcula que el paso de la concentración preindustrial de CO2 a la actual (de 280 ppm a 370 ppm) ha supuesto un incremento directo de la temperatura media global de unos 0,5 °C.
A largo plazo, los modelos utilizados por el IPCC predicen que la concentración de CO2 en el 2100 estará comprendida entre las 500 ppm y 1000 ppm. El incremento total de los gases invernadero producirá teóricamente un forzamiento radiativo de entre 4 W/m2 y 9 W/m2 , con una subida directa media de 1,2°C, pero debido a diversos feedbacks calculados por los diversos modelos climáticos, se estima que la subida térmica entre 1990 y el 2100 será entre 1,4°C y 5,8°C. Ya en 1896, Svant Arrhenius calculó una subida térmica de este calibre debido al aumento del CO2.
Esta subida prevista se basa en gran medida en que se prevee que aumente la concentración de vapor de agua en la atmósfera, el cual es el principal agente del calentamiento. Se calcula que el impacto del vapor de agua es el 60 % del efecto invernadero que se produce en una atmósfera con cielo despejado. El feedback provocado por el incremento del vapor de agua tendrá un efecto radiativo superior al del conjunto de todos los otros gases invernadero (Karl & Trenberth, 2003). Pero también repercutirá en la evolución y el comportamiento de la nubosidad, que es un factor aún muy poco comprendido. Por lo tanto, la incertidumbre sobre lo que acontecerá, a qué ritmo y con qué intensidad es aún muy grande.
El aire contiene unas 750 Gigatoneladas (Petagramos) de carbono.
Se calcula que la humanidad ha ido modificando de tal forma el paisaje terrestre —debido al desarrollo de la agricultura, ganadería, actividades forestales, etc.— que ha provocado a lo largo de la historia un traspaso de más de 400 Pg de carbono desde los ecosistemas continentales hacia la atmósfera y los océanos. Por otra parte, la quema de combustibles fósiles durante la época industrial ha emitido en total una cantidad de carbono de unos 270 Pg ( Lal, 2004). Gran parte de este carbono, por procesos naturales, ha sido ya reabsorbido por la vegetación de los mares y de los continentes (ver ciclos del co2).
En la actualidad se estima en más de 6 Pg la cantidad de carbono fósil quemado al año en todo el mundo y en aproximadamente 1,6 Pg la cantidad de carbono emitido por la deforestación tropical y otras prácticas agricolas.
Otra cantidad mucho menor, del orden de 0,1 Pg de carbono, procede de la roca caliza utilizada en la fabricación de cemento.
En total, por lo tanto, debido al uso de combustibles fósiles y a la deforestación se emiten a la atmósfera cada año más de 7 Pg de carbono.
combustibles fósiles
El 80 % de la energía proviene en el año 2004 de la utilización de combustibles fósiles: petróleo (35%), carbón (25%) y gas natural (20%).
Como resultado de la quema de combustibles fósiles, la media global de las emisiones de carbono a la atmósfera en forma de CO2 es de 1 tonelada por año (tC/año) y por persona. Pero las diferencias entre unos países y otros son enormes: la emisión per cápita en Estados Unidos es superior a 5 tC/año; en Japón y Europa las emisiones per cápita están entre 2 y 5 tC/año; y en los países en vías de desarrollo la emisión per cápita es de 0,6 tC/año. Hay unos 50 países en donde las emisiones son incluso inferiores a las 0,2 tC/año.
Fuentes
de energía primaria global en el año 2004 (Goldemberg,
2007)
agricultura, deforestación e incendios
El suelo terrestre contiene mucho más carbono que el aire. La cantidad de carbono contenido en el primer metro superficial del suelo se eleva a 2.500 Gt (Pg), de los cuales 1.550 Pg están en forma de carbono orgánico y el resto, 950 Pg, en forma de carbono inorgánico. El carbono contenido en la vegetación es de 560 Pg.
El reservorio de carbono del suelo es muy diferente en unas regiones y otras. En las zonas áridas, el carbono contenido en el primer metro de suelo es de unas 30 toneladas/hectárea, y es de unas 800 toneladas/hectáreas en las turberas de las latitudes altas. Por término medio el contenido fluctúa entre las 50 y las 150 toneladas/hectárea (Lal, 2004).
La conversión de los ecosistemas naturales a la agricultura suele suponer una pérdida del 60% del carbono del suelo en las regiones de las latitudes templadas y un 75% o más en los suelos cultivados de los trópicos.
En los bosques y en sus suelos se haya una gran parte del carbono orgánico terrestre. Por eso, son tan importantes las modificaciones en los ecosistemas de selvas y sabanas y, en especial, la deforestación de los bosques tropicales.
Las prácticas de deforestación, unidas a la erosión de los suelos, suelen suponer una pérdida de biomasa y la devolución a la atmósfera, en forma de CO2 , del carbono que previamente ha sido captado en la fotosíntesis.
El que haya extensas zonas tropicales en donde tras la tala no se regenera la cubierta vegetal —que de hacerlo, recuperaría el carbono contenido en el CO2— aumenta la concentración atmosférica de este gas.
Los procesos de pérdida de vegetación y de suelos son variados, aunque no fáciles de cuantificar. La razón más importante de la deforestación tropical son los incendios provocados, bien para aumentar las tierras de cultivo agrícola y ganadero en el interior de la selva, o bien para fertilizar los suelos con las cenizas. Se calcula que esta agricultura de rozas provoca dos tercios de la pérdida de los bosques tropicales, que en la actualidad es de unos 6 millones de hectáreas al año (60.000 km2) (Willis, 2004). Secundariamente hay que tener en cuenta la tala para la obtención de maderas preciosas, que desde la colonización europea han ido soportando los bosques de Centroamérica, Caribe, Amazonia, Africa y las regiones ecuatoriales del Sudeste Asiático.
También son frecuentes los incendios en los bosques de Siberia, que contiene la mitad del carbono de los ecosistemas forestales de la Tierra. Incendios descontrolados que afectaron a Siberia en el verano del 2003, quemando 22 millones de hectáreas, arrojaron a la atmósfera más de 700 millones de toneladas de CO2, una cantidad semejante a la reducción requerida en el Protocolo de Kioto.
En total se calcula que las emisiones globales de carbono a la atmósfera proveniente de los incendios asciende a 3,5 PgC al año (Balzter, 2005), lo que en sí podría provocar, si no fuese reabsorbido por la vegetación, un aumento de 1,8 ppm en la concentración de CO2 en la atmósfera. A grosso modo la quema de la hierba de las sabanas supone en la actualidad un 50% de las emisiones, el de los bosque tropicales un 40% y el de los bosques templados y boreales un 10 %.
Durante
todo el siglo XX la quema de biomasa en los bosques boreales, templados
y tropicales, así como en las sabanas, han sido una fuerte muy
importante de carbono, que ha sido quizás subestimada en sus repercusiones
climáticas. Según un reciente estudio ya a principios del
siglo XX los incendios emitían a la atmósfera entre 1,5
y 2,7 Pg de carbono (Mouillot, 2006).
Finalmente, no hay que olvidar que en muchos países pobres, la
madera sigue siendo el principal combustible de uso doméstico,
lo que ha provocado la desaparición de los árboles en extensas
zonas del mundo subdesarrollado. En Africa el 94 % de la población
rural y el 73 % de la urbana usan la madera como su principal fuente de
energía. A escala global se calcula que el contenido en carbono
de la madera utilizada como fuel alcanza anualmente entre 2,5 y 5 PgC
(Imhoff, 2004).
De las mediciones directas de la concentración de CO2 en el aire se deduce que, en la actualidad, el carbono en la atmósfera aumenta de media unos 3 PgC al año. Sin embargo, las emisiones antrópicas de carbono superan los 6 PgC. Por lo tanto, ni siquiera la mitad del carbono emitido es retenido en la atmósfera.
Existen todavía muchas dudas sobre la localización de los sumideros actuales y en qué proporción se produce el reparto entre los océanos y la vegetación de esos 3 Pg de carbono anuales que no se quedan en la atmósfera. (Battle, 2000). Probablemente los océanos acumulan unas tres veces más CO2 que los continentes. Algunos creen que se está produciendo una evolución de la circulación oceánica que favorece la absorción. Además, los análisis de la productividad marina durante el período 1948-2003 en el Mar del Norte y en el nordeste del Atlántico indican un considerable aumento del fitopancton, ocurrido especialmente en los años 80, cuya subida se mantiene en la actualidad (Raitsos, 2005).
En un complejo estudio de las fuentes del incremento de carbono disuelto en los mares, Sabine y otros colegas (Sabine, 2004) dedujeron que, en el período 1800-1994, de los 244 PgC emitidos por la quema de combustibles fósiles y la fabricación de cemento, 118 PgC fueron absorbidos por los océanos y 165 PgC fueron añadidos a la atmósfera en forma de CO2. En los continentes, hubo una emisión neta de unos 24 PgC, que resulta de restar lo absorbido por el sumidero de la biomasa terrestre a lo emitido por los cambios de uso del suelo. Sin embargo, en el período 1980-1999, los análisis mostraron que de los 117 PgC emitidos por los combustibles fósiles y el cemento, 65 PgC fueron añadidos a la atmósfera, 37 PgC fueron absorbidos por los océanos, y 15 PgC fueron absorbidos (en vez de emitidos, como en el período 1800-1994) por la superficie continental.
Otros análisis indican cantidades de absorción continental superiores: entre 1 y 2 PgC/año al norte de la latitud 25ºN, debido tanto al incremento del CO2 atmosférico como al aumento de las temperaturas. Estudios más detallados en Rusia indican que la absorción en sus bosques durante el período 1983-1998 fue de entre 74 TgC/año y 284 TgC/año (Beer, 2006).
El porcentaje del carbono emitido que se queda en la atmósfera va siendo cada vez menor. Por ejemplo, en la década de los 70, el porcentaje de CO2 antrópico que se quedaba en la atmósfera era el 70 % del emitido, pero en la década de los 90 fue inferior al 50 %. Una incógnita muy importante para poder calcular el incremento futuro del CO2 atmosférico es saber si este porcentaje continuará disminuyendo y a qué ritmo (Schimel, 2001).
La diferencia creciente entre las emisiones antrópicas y el incremento atmosférico es debida al aumento de la cantidad de CO2 absorbido por los océanos y por la vegetación y los suelos (Lee, 1998; Sarmiento, 2002). Los cálculos se basan en los cambios registrados en la concentración atmosférica y oceánica de O2, y en los gradientes latitudinales observados en las mediciones, tanto de CO2 como de O2 (Keeling, 1996; Joos, 1999 y 2003).
Una prueba del incremento de la biomasa terrestre se fundamenta en la curva de evolución del CO2 atmosférico. En los últimos 30 años la amplitud del ciclo anual de la concentración de CO2 atmosférico ha aumentado, aunque de forma irregular. Probablemente es consecuencia de una mayor actividad vegetativa, que implica una mayor absorción terrestre en primavera-verano (por incremento de la fotosíntesis global) y una mayor suelta de CO2 en otoño-invierno por incremento de la materia orgánica oxidada.
Respecto a los ecosistemas terrestres, se sabe que los del hemisferio norte absorben de forma neta más CO2 atmosférico que los del hemisferio sur. Los estudios sobre el ciclo del carbono realizados en la última década así parecen indicarlo. El aire troposférico en el hemisferio norte contiene solamente unas 3 ppm de CO2 más que el aire del hemisferio sur, pero la mayor parte del CO2 es emitido en ese hemisferio, lo que debería ocasionar una diferencia superior, de unas 4 o 5 ppm. El importante sumidero de la vegetación continental existente en el hemisferio norte podría explicar la anomalía. En este sentido, algunos cálculos indican que en el territorio de los Estados Unidos y de Canadá el CO2 absorbido por el suelo y la vegetación es superior incluso a las emisiones antrópicas de CO2 en esos países (Fan, 1998). Otros cálculos más conservadores indican que la masa de CO2 absorbida por el territorio estadounidense es la tercera parte de la emitida: 0,5 Pg de carbono absorbido frente a 1’5 Pg de carbono emitido). Los cálculos para Europa indican que la biomasa absorbe entre el 7 % y el 12 % de las emisiones (Janssens et al, 2003).
El análisis de los anillos de árboles de 48 zonas situadas en bosques boreales de Norteamérica y Eurasia muetra la correlación existente entre el incremento del índice de verdor NDVI (Normalized Difference Vegetation Index) obtenido por satélites durante los meses de Junio y de Julio, registrado en las dos últimas décadas, y el efecto sumidero del CO2 (Kaufmann, 2004).
Siguiendo esta tendencia los modelos climáticos calculan un aumento de más de un 20 % de la producción primaria neta global, cuando se duplique la concentración de CO2. De esta forma, excluyendo la deforestación, el sumidero vegetal continental puede elevarse a 5 Pg de carbono anual en el año 2050 (casi semejante al total de las emisiones actuales) (Scholes, 2001). Los principales mecanismos propuestos para explicar este aumento de la biomasa terrestre son diversos: a) fertilización de la atmósfera producida por el incremento del CO2; b) fertilización del suelo debida al incremento de la deposición de nitrógeno antrópico; c) reforestación de terrenos previamente talados y otras alteraciones paisajísticas, como la invasión de maleza en tierras agrícolas abandonadas; d) aumento térmico y prolongación de la época de crecimiento vegetativo.
a) fertilización del aire
El incremento del CO2 puede influenciar positivamente en la actividad vegetativa de dos maneras. En primer lugar, el aumento del CO2 refuerza la función clorofílica y, por lo tanto, potencia el crecimiento de las plantas y la producción neta de biomasa.
En segundo lugar, como consecuencia del incremento del CO2 se produce una disminución de la evapotranspiración de las hojas y del consumo de agua por parte de la vegetación. Ocurre que los estomas tienden a cerrarse cuando aumenta el CO2 del aire. De esta forma, las plantas pierden también menos agua y la fotosíntesis se hace más eficiente. La menor necesidad de agua permite un mayor desarrollo vegetativo en las regiones con problemas de aridez.
b) fertilización del suelo
También los suelos de algunas regiones pueden estar aumentando su fertilidad debido a una nitrificación proveniente de la deposición en tierra de ciertos compuestos nitrogenados atmosféricos que, paradójicamente, son producto de la contaminación humana (Nadelhoffer, 1999).
El posible aumento de las temperaturas en las latitudes altas favorece también la descomposición en el suelo de los compuestos nitrogenados, mejorando la disponibilidad de nitrógeno para el crecimiento de plantas y árboles, y aumentando así la eficiencia del proceso fotosíntético de creación de masa vegetal (Melillo, 1993).
c) reforestación
En bastantes regiones del mundo, especialmente en las latitudes templadas de Eurasia y de América, el proceso de reforestación y el aumento natural de masas boscosas, debido al abandono de los campos agrícolas, es superior a la deforestación. Así, en Estados Unidos se ha calculado que el volumen de la madera contenida en sus bosques ha aumentado un 30 % en los últimos 50 años y los cambios en el inventario forestal durante el período 1980-1993 indican un almacenamiento anual de carbono de 0,3 Pg de carbono (Schimel, 2000). En Europa el aumento de biomasa ha sido de un 25 % entre 1971 y 1990 (Moffat, 1998).
d) prolongación de la estación vegetativa y menos heladas
Una última razón posible del aumento de la biomasa es la prolongación de la estación de crecimiento vegetativo en las latitudes medias y boreales. Parece haber señales fenológicas de un adelanto medio de la primavera y un retraso medio del otoño en unos cuantos días, motivado por el aumento de las temperaturas (Mitchell, 2002).
Asimismo, el incremento de las temperaturas nocturnas ha favorecido posiblemente el alargamiento de los períodos libres de heladas. (Menzel, 1999).
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