IMA 1000

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UNIVERSIDAD MAYOR DE SAN ANDRÉS
FACULTAD DE INGENIERÍA
INGENIERÍA AMBIENTAL
PLANIFICAFICACIÓN Y CONTROL DE LA CONTAMINACIÓN
AMBIENTAL – IMA1000
TRABAJO N°1
DOCENTE:
WALDO VARGAS
ESTUDIANTE:
GONZALES GONZALES FÁTIMA CRISTINA
FECHA:
19/03/2012
CICLO BIOGEOQUÍMICO DEL CARBONO
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CICLO DEL CARBONO
1. INTRODUCCIÓN.La composición de la atmósfera terrestre ha variado mucho en el curso de
tiempos geológicos. Antes de la aparición de la vida, la atmósfera estaba
dominada por gas carbónico producido por las erupciones volcánicas.
La fotosíntesis, que comenzó hace por lo menos tres mil millones de años,
fijó cantidades considerables de carbono y liberó oxígeno que primero
oxidó la superficie terrestre, primitivamente reductora y permitió la
acumulación de oxígeno libre desde hace aproximadamente 2 mil millones
de años (Schlesinger 1991).
En el curso de tiempos geológicos, la absorción del CO2 por la fotosíntesis y
la incorporación de grandes cantidades de carbono en las rocas
sedimentarias, redujeron progresivamente el contenido de CO2 del aire. Al
final de la era secundaria, cuando se extinguieron los dinosaurios, aún
había aproximadamente dos veces más de CO2 que en 1800 antes de la
era industrial (Berner 1994).
La composición actual de la atmósfera resulta de un equilibrio entre
procesos biológicos como la fotosíntesis y la respiración, así como de
procesos fisicoquímicos como la absorción del CO2 en aguas frías
oceánicos, subsaturadas de CO2 y su liberación por aguas calientes,
sobresaturadas de CO2. Es sabido, por el análisis de las burbujas de aire
atrapadas en los hielos de la Antártica desde hace 400.000 años, que el
contenido de CO2 del aire varió al mismo tiempo que la temperatura de la
Tierra, pasando de aproximadamente 200 ppm (partes por millón en
volumen) durante los periodos glaciales a 280 ppm durante los periodos
más calientes, como el que conocemos desde hace casi 10.000 años
(Barnola et al. 1991).
El equilibrio natural que condujo a estos bajos contenidos de CO2 está
siendo actualmente modificado a escala global por las actividades del ser
humano.
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2. EL FLUJO DEL CARBONO.Las plantas superiores adquieren el dióxido de carbono (CO2) atmosférico
por difusión a través de pequeños poros de las hojas conocidos como
estomas, y es transportado a los sitios donde se lleva a cabo la fotosíntesis.
Cierta cantidad de éste CO2 regresa a la atmósfera, pero la cantidad que
se fija y se convierte en carbohidratos durante la fotosíntesis se conoce
como producción primaria bruta (PPB).
La mitad de la PPB se incorpora en los tejidos vegetales, como hojas, raíces
y tejido leñoso, y la otra mitad vuelve a la atmósfera como CO2 debido a
la respiración autotrófica (respiración de los tejidos vegetales, Ra). El
crecimiento anual de las plantas es el resultado de la diferencia entre el
carbono fijado y el respirado se le conoce como producción primaria neta
(PPN). Eventualmente, en el transcurso de pocos a muchos años, casi todo
el C fijado por vía de la PPN regresa a la atmósfera por medio de dos
procesos: la respiración heterótrofa (Rh), que incluye a los
descomponedores de la materia orgánica (bacterias y hongos que se
alimentan de tejidos muertos y de exudados) y a los herbívoros; y por la
combustión en los fuegos naturales o antropogénicos. Gran parte de la
biomasa muerta se incorpora al detritus y a la materia orgánica del suelo,
donde es “respirada” a diferentes velocidades dependiendo de sus
características químicas. Se producen así almacenes de C en el suelo que
regresan el C a la atmósfera en diferentes periodos. La diferencia entre la
fijación de C por la PPN y las pérdidas por la Rh, en ausencia de otras
perturbaciones que producen pérdidas de carbono (p. ej. el fuego o la
cosecha), se conoce como la producción neta del ecosistema (PNE). Y
cuando todas las pérdidas de C se contabilizan, tales como el fuego, la
cosecha o la remoción, el transporte por los ríos a los océanos y la erosión,
lo que queda es el C que acumula efectivamente la biosfera nivel global, y
que se conoce como la producción neta del bioma (PNB).
3. 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
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apreciar la intervención humana en el clima y sus efectos sobre el cambio
climático.
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).
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FUENTE: Ciclo del carbono.com
3.1.
CICLO BIOLÓGICO DEL CARBONO
3.1.1. Fotosíntesis
La vegetación terrestre y los suelos contienen tres veces más carbono que
el aire. Cada año, por el proceso fotosintético, más de 100 Gt C que se
encuentran en la atmósfera en forma de CO2 son captados por la biota
terrestre y más de 40 Gt C por la biota marina. De esta forma, en pocos
años todo el CO2 atmosférico puede ser reciclado por la actividad
vegetativa.
En forma simplificada la fotosíntesis, o reacción clorofílica, puede escribirse
de la siguiente forma:
CO2 + H2O = CH2O + O2
En donde CH2O representa la combinación molecular básica de un
azúcar, por ejemplo, la fórmula de la glucosa es C 6H12O6:
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6CO2 + 6H2O+ energía (luz solar) = C6H12O6 + 6O2
Cada molécula de CO2 del aire queda convertida en un átomo de
carbono orgánico (C org), que pasa a formar parte de un azúcar, y en una
molécula residual de oxígeno (O2), que pasa al reservorio de la atmósfera.
Por eso, de una forma aún más esquemática, la reacción fotosintética
puede escribirse así:
CO2 + agua + energía (luz solar) = Corg + O2
3.1.2. Oxidación
La fotosíntesis tiene su contrapartida en la respiración metabólica de la
mayoría de las bacterias, de las plantas y de los animales. La respiración
consiste químicamente en la oxidación del carbono orgánico, reacción en
la cual se desprende CO2 y calor:
Corg + O2 = CO2 + agua + calor
Concretamente la reacción completa de oxidación de un mol de glucosa
es:
C6H12O6 + 6O2 = 6 CO2 + 6 H2O + 2874 kJ
De esta manera, la mayor parte del Corg creado en la fotosíntesis se
consume rápidamente y se oxida volviendo a formar CO2, ya sea en la
respiración metabólica de los mismos organismos fotosintéticos autótrofos
que lo crearon (bacterias, algas, plantas), o bien en la respiración de los
animales heterótrofos que se alimentan de ellos. Por ejemplo, diariamente,
el metabolismo de una persona que siga la dieta media de 2.800 kcal/día
produce más de 1 kg de CO2. Otra pequeña parte (el carbono orgánico
contenido en los restos y cadáveres de bacterias, plantas y animales) es
también oxidado, en una reacción de descomposición similar a la de la
respiración.
Si estas dos reacciones bioquímicas opuestas, fotosíntesis y oxidación, se
hubiesen producido siempre con la misma intensidad, no habría en este
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ciclo ni pérdidas ni ganancias de CO2 atmósferico. Ni tampoco nunca se
habría acumulado oxígeno en la atmósfera. El carbono contenido en la
materia orgánica, creada en la fotosíntesis vegetal y transmitida por la
cadena alimentaria a la vida animal, sería devuelto a la atmósfera en
forma de CO2, tras la oxidación ocasionada en la respiración metabólica y
en la putrefacción de la materia muerta. Pero no todo el carbono
orgánico formado en la fotosíntesis es consumido, pues una cierta
cantidad (contenido en los restos de materia muerta sin descomponer)
suele quedar enterrado en las rocas sedimentarias, sin posibilidad, al menos
en el corto plazo, de ser oxidado y convertido de nuevo en CO2.
3.1.3. Enterramiento de carbono orgánico
En los continentes, esta descompensación entre la oxidación y la
fotosíntesis de la materia orgánica ocurre cuando parte de la vegetación
muerta, arrastrada por las aguas, es enterrada en el fondo de marismas, de
lagos o de llanuras deltaicas. De esta manera, el carbono orgánico queda
aislado del oxígeno atmosférico, no se oxida y se fosiliza. El carbono queda
allí ahogado, sin poder ser respirado, sin poder oxidarse, en definitiva, sin
que pueda efectuarse por completo su restitución al aire. Parte de él en
forma de hidratos de carbono e hidrocarburos como la hulla.
En épocas pasadas los ritmos de enterramiento han podido ser superiores,
lo que explica, por ejemplo, que algunos yacimientos de carbón superan a
veces los 5.000 metros de espesor. Las condiciones topográficas ideales
para la formación de estos depósitos son, aparte de una vegetación
abundante y de ciclo rápido, la existencia de cuencas colectoras someras
y de hundimiento lento y progresivo, en donde vayan a reunirse grandes
cantidades de materia vegetal y en donde penetre muy poco material
erosivo que no sea orgánico. De esta forma, en un largo y complicado
proceso bioquímico de transformación, en el que también intervienen
bacterias, se van formando ácidos orgánicos y carbono. En el curso de la
carbonización, se desprenden, por vía químico-física, agua, metano y
grupos hidroxilo, y se va formando, desde la turba inicial, un carbón cada
vez más puro.
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3.1.4. Bombeo biológico marino
Gran parte de la fotosíntesis en la biosfera es llevada a cabo por el
fitoplancton marino. El fitoplancton vive en las primeras decenas de metros
de la superficie oceánica, en la zona eufótica, allí donde llega la luz solar.
Estos organismos microscópicos transforman los nutrientes en materia
orgánica vegetal que continuamente es cosechada y engullida por el
zooplancton. El zooplancton metaboliza el alimento, respira y devuelve al
agua parte del CO2, pero produce también residuos orgánicos que caen
hacia el fondo del mar en forma de pelotitas fecales.
FUENTE: Mediateca.cl
La masa de los residuos fecales y de la materia orgánica blanda que
muere y no ha sido oxidada, representa algo así como el 25 % de la
biomasa producida. A esta “nieve” blanda se le añaden los esqueletos y
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caparazones del propio plancton muerto, hechos de carbonato cálcico,
que también van cayendo hacia las profundidades, restando
continuamente carbono a la zona superficial del océano. Eso hace que
disminuya la presión del dióxido de carbono (pCO2) del agua superficial y
que, para paliarlo, el mar absorba CO2 de arriba, del aire, por lo que la
concentración atmosférica de CO2 disminuye cuando aumenta la
productividad biológica marina.
Durante la caída hacia las profundidades, casi toda la materia orgánica
blanda es pronto engullida y oxidada por bacterias y microbios
heterotróficos, que también respiran y exhalan CO2 (Azam, 2001; Giorgio &
Duarte, 2002). La concentración de CO2 en el interior del océano se
multiplica por 2 o por 3 con respecto a la superficial. Así pues, la
exportación de carbono orgánico desde la zona eufótica hacia las
profundidades del océano, que se suele llamar “bombeo biológico”
seguida de la “remineralización” del carbono orgánico (reconversión de
Corg a C disuelto en forma de CO2) hace que exista en la vertical un
gradiente en la concentración del CO2 disuelto en el agua (DIC, dissolved
inorganic carbon), el cual aumenta con la profundidad.
De todas maneras, una pequeña cantidad de la materia orgánica logra
llegar hasta el fondo y queda definitivamente enterrada y pasa a formar
parte de las rocas sedimentarias. En estado concentrado puede formar
depósitos de hidrocarburos gaseosos (metano) o líquidos (petróleo) que
rellenan los poros de rocas esponjosas, como las areniscas, o pueden
impregnar de carbono orgánico otros sedimentos minerales, como las
arcillas. Se llama kerógeno a este carbono orgánico que no sedimenta de
forma compacta sino que únicamente impregna de carbono otros
sedimentos. El kerógeno de las rocas en su conjunto contiene más carbono
que todos los yacimientos de carbón y petróleo juntos, pero se encuentra
muy esparcido, impregnando diversos tipos de rocas: lutitas, pizarras,
esquistos bituminosos, calizas carbonosas, etc., cuya explotación como
combustible es mucho más difícil.
3.1.5. Evolución de la concentración de oxígeno
Se ha solido creer que el oxígeno alcanzó en relativamente poco tiempo
niveles comparables a los de la atmósfera contemporánea: un 21 % de la
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mezcla de gases que componen el aire (Sleep, 2001), pero en la
actualidad se cree que el proceso de acumulación de oxígeno fue más
lento y que no se alcanzaron niveles importantes hasta hace unos 600
millones de años, al final del Precámbrico, como lo probaría la aparición
entonces de seres vivos celularmente más complejos, que necesitaban
más oxígeno, y que pudieron aprovecharse de un volumen adecuado
para desarrollarse (Lenton, 2004).
Cuando abunda el enterramiento de materia orgánica, la reacción:
CO2 + H2O = CH2O + O2
Se desarrolla de forma neta de izquierda a derecha, produciendo oxígeno.
Pero el oxígeno atmosférico no sólo está controlado por el ciclo
biogeoquímico del carbono sino también por el del azufre.
3.2.
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FUENTE: web.me.com
El CO2 arrojado por los volcanes suele ser reciclado, proveniente de un
carbonato (generalmente calizo: CaCO 3) precipitado previamente en el
océano, hundido y metamorfizado después en las profundidades de la
litosfera. En la subducción tectónica las calizas son arrastradas y sometidas
en profundidad a altas presiones y temperaturas, por lo que, en
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combinación con el óxido silícico, se metamorfizan, formando silicatos de
calcio y dióxido de carbono:
CaCO3 + SiO2 = CaSiO3 + CO2
Luego, en donde la fricción entre las dos placas produce terremotos,
grietas y volcanes, el CO2 asciende y es expulsado. De esta forma se
repone a la atmósfera el carbono que quedó anteriormente atrapado en
la roca caliza, en los procesos de sedimentación marina.
3.2.1. Meteorización
La atmósfera pierde CO2 en escalas largas de tiempo debido a un
proceso geológico denominado meteorización.
El proceso de formación de los sedimentos calcáreos en los fondos
oceánicos comienza con la meteorización continental. La meteorización
es la desintegración física y química de las rocas debido a la actuación de
los elementos meteorológicos: lluvia, viento, cambios térmicos. En nuestro
caso el ataque de los minerales silicatados, como el CaSiO3 por el CO2
disuelto en el agua del suelo, en una reacción que puede expresarse de la
siguiente forma:
CaSiO3 + 2CO2 + 3H2O = 2HCO3- + Ca 2+ + H4SiO4
En esta reacción, el CO2 proviene, no directamente de la lluvia, sino de la
reacción del agua del suelo con el CO2 que resulta de la putrefacción de
la materia orgánica del humus, es decir, de la respiración microbiana. La
fuente del CO2 que entra en la reacción es en última instancia el CO2
atmosférico, pero tras pasar a formar parte de la materia orgánica gracias
a la fotosíntesis de las plantas y tras ser devuelto al suelo por la
descomposición microbiana del humus (Berner, 1997).
La meteorización de las rocas es por eso más intensa a) cuanto más CO2
contenga el aire; b) cuanto más humedad haya en el suelo; y c) cuanto
más alta sea la temperatura ambiente, ya que todo ello favorece la
acción de los hongos y de las bacterias.
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Si nos fijamos en la reacción química anterior, vemos que la atmósfera
pierde dos moléculas de CO2 por cada molécula de CaSiO3 atacada. El
resultado es la formación de dos iones de bicarbonato HCO3- y de un ion
de calcio Ca2+ (además del ácido silícico), los cuales, disueltos en el agua
de algún río, acabarán en el mar.
La meteorización puede también afectar al carbonato cálcico, CaCO3;
por ejemplo, cuando las rocas calizas sedimentarias, quedan a la
intemperie debido a un descenso del nivel del mar o a una orogenia que
las eleva por encima de él. En este caso, en la reacción de meteorización
la atmósfera sólo pierde una molécula de CO2:
CaCO3 + CO2 + H2O = Ca2+ + 2HCO3Pérdida que queda compensada en el mar por la precipitación de la
calcita, con lo cual al final no se produce ni pérdida ni ganancia de CO2
en la atmósfera.
3.2.2. Precipitación calcárea
Gran parte de los iones disueltos y arrastrados en las aguas de los ríos
precipitan en el mar. Los iones se recombinan, formando CaCO3 (caliza) y
soltando de nuevo a la atmósfera una molécula, según la reacción:
2HCO3 - + Ca2+ = CaCO3 + H2O + CO2
Por lo tanto, en el resultado neto de las dos reacciones (meteorización de
los silicatos y precipitación de la caliza) la atmósfera pierde una molécula
de CO2.
Detengámonos algo más en el proceso de precipitación. Son numerosas
las especies marinas que construyen caparazones y esqueletos protectores
de carbonato cálcico (CaCO3). En la reacción, que no es fotosintética,
precipitan iones de calcio (Ca2+ ) junto a iones de carbonato (CO32-) o de
bicarbonato (HCO3-). Ostras, almejas y otros grandes organismos marinos
son los ejemplos obvios, pero la mayor parte del carbonato cálcico
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oceánico es producido por algas microscópicas del fitoplancton
(cocolitóforos) y por especies animales del zooplancton (foraminíferos y
pterópodos). La calcita, o el aragonito, así formado, constituyen los
esqueletos y los caparazones con que se protegen gran parte de los
microorganismos que forman el fitoplancton y el zooplancton. Por contra,
las diatomeas, una importante variedad de algas fitoplanctónicas, y los
radiolarios, una variedad de zooplancton, construyen caparazones silíceos
y no calcáreos.
FUENTE: web.me.com
Cuando los organismos marinos calcáreos mueren, o se desprenden de las
placas calizas que forman sus caparazones, la calcita cae hacia las
profundidades. En el proceso de precipitación de carbono inorgánico, al
igual que ocurre con el enterramento de la materia orgánica, la litosfera
va restando carbono a los otros reservorios, el mar y el aire.
Pero no siempre la calcita alcanza el fondo, pues, a una cierta
profundidad, el carbonato cálcico, CaCO3 de nuevo se disuelve en iones
Ca2+ y iones CO32-. En esta reacción, inversa a la de la precipitación, se
absorbe CO2 disuelto en el agua. Esta disolución de la calcita es debida a
razones químicas complejas relacionadas con el incremento en
profundidad de la acidez (carga positiva del agua) que requiere más iones
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de carbonato (de carga eléctrica doblemente negativa) que la
neutralicen.
El nivel marino en donde la cantidad de CaCO3 que llega de arriba es la
misma que la que se disuelve (CCD: carbonate compensation depth) varía
según los océanos entre unos 3.000 y unos 5.000 metros de profundidad.
Por eso, en las zonas de fondos más profundos que la CCD, los sedimentos
no son calizos sino arcillosos, pues la calcita (o el aragonito, que es otra
variedad del carbonato cálcico, pero más soluble) se disuelve antes de
tocar el suelo oceánico. Sólo en donde los fondos son menos profundos
que la CCD, los caparazones planctónicos se depositan formando barros
calcáreos, blancuzcos, cuya posterior compactación y diagénesis forma
estratos de roca caliza.
4. INFLUENCIA HUMANA EN EL CICLO DEL CARBONO.-
FUENTE: Teknociencia.wordpress.com
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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). Esta 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.
FUENTE: EL CICLO DEL CARBONO.COM
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
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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.
5. CONCLUSIONES.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 afectando con esto 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
mantención de ecosistemas con grandes cantidades de biomasa y suelos
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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.
6. WEBGRAFÍA.http://web.me.com/uriarte/Historia_del_Clima_de_la_Tierra/Ap.2._Los_ciclo
s_del_carbono.html
http://www.ciclodelcarbono.com/ciclo_biolgico_del_carbono
http://www.ciclodelcarbono.com/
http://www.ciclodelcarbono.com/artculos_cientficos_sobre_el_ciclo_del_c
arbono
http://hnncbiol.blogspot.com/2008/los-ciclos-biogeoquímicos.html
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