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Ciclo carbonato-silicato

Esta figura describe los aspectos geológicos y los procesos del ciclo de carbonato-silicato, dentro del ciclo del carbono a largo plazo. El ciclo geoquímico carbonato-silicato ,...

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Esta figura describe los aspectos geológicos y los procesos del ciclo de carbonato-silicato, dentro del ciclo del carbono a largo plazo.

El ciclo geoquímico carbonato-silicato , también conocido como ciclo del carbono inorgánico , describe la transformación a largo plazo de rocas silicatadas en rocas carbonáticas por meteorización y sedimentación , y la transformación de rocas carbonáticas de nuevo en rocas silicatadas por metamorfismo y vulcanismo . [ 1 ] [ 2 ] [ 3 ] El dióxido de carbono se elimina de la atmósfera durante el enterramiento de minerales meteorizados y regresa a la atmósfera a través del vulcanismo . En escalas de tiempo de millones de años, el ciclo carbonato-silicato es un factor clave en el control del clima de la Tierra porque regula los niveles de dióxido de carbono y, por lo tanto, la temperatura global. [ 3 ]

La tasa de meteorización es sensible a factores que modifican la cantidad de tierra expuesta. Estos factores incluyen el nivel del mar , la topografía , la litología y los cambios en la vegetación . [ 4 ] Además, estos cambios geomorfológicos y químicos han actuado en conjunto con la influencia solar, ya sea por cambios orbitales o por la evolución estelar, para determinar la temperatura superficial global . Adicionalmente, el ciclo carbonato-silicato se ha considerado una posible solución a la paradoja del Sol joven y débil . [ 2 ] [ 3 ]

Descripción general del ciclo

Este esquema muestra la relación entre los diferentes procesos físicos y químicos que componen el ciclo carbonato-silicato.

El ciclo carbonato-silicato es el principal mecanismo de control de los niveles de dióxido de carbono a largo plazo. [ 3 ] Puede considerarse una rama del ciclo del carbono , que también incluye el ciclo del carbono orgánico , en el que los procesos biológicos convierten el dióxido de carbono y el agua en materia orgánica y oxígeno mediante la fotosíntesis . [ 5 ]

Procesos físicos y químicos

Las conchas microscópicas de foraminíferos que se encuentran en los núcleos de sedimentos pueden utilizarse para determinar las condiciones climáticas del pasado, incluidas las temperaturas oceánicas y aspectos de la química atmosférica.

El ciclo inorgánico comienza con la producción de ácido carbónico (H₂CO₃ ) a partir del agua de lluvia y el dióxido de carbono gaseoso. [ 6 ] Debido a este proceso, la lluvia normal tiene un pH de alrededor de 5,6. [ 7 ] El ácido carbónico es un ácido débil , pero a largo plazo puede disolver rocas de silicato (así como rocas de carbonato). La mayor parte de la corteza (y el manto) de la Tierra está compuesta de silicatos. [ 8 ] Estas sustancias se descomponen en iones disueltos como resultado. Por ejemplo, el silicato de calcio (CaSiO₃ ) , o wollastonita , reacciona con dióxido de carbono y agua para producir un ion calcio, Ca²⁺ , un ion bicarbonato, HCO₃⁻ , y sílice disuelta. Esta estructura de reacción es representativa de la meteorización general de silicatos de minerales de silicato de calcio. [ 9 ] La ruta química es la siguiente:

2CO2+H2O+CaSiO3⟶California2++2HCO3−+SiO2{\displaystyle {\ce {2CO2 + H2O + CaSiO3 -> Ca^2+ + 2HCO3- + SiO2}}}

La escorrentía de los ríos transporta estos productos al océano, donde los organismos marinos calcificadores utilizan Ca 2+ y HCO 3 − para construir sus conchas y esqueletos, un proceso llamado precipitación de carbonato :

California2++2HCO3−⟶CaCO3+CO2+H2O{\displaystyle {\ce {Ca^2+ + 2HCO3- -> CaCO3 + CO2 + H2O}}}

Se requieren dos moléculas de CO₂ para la meteorización de las rocas de silicato; la calcificación marina libera una molécula a la atmósfera. El carbonato de calcio (CaCO₃ ) contenido en las conchas y esqueletos se hunde tras la muerte del organismo marino y se deposita en el fondo oceánico.

La etapa final del proceso implica el movimiento del fondo marino. En las zonas de subducción , los sedimentos carbonatados se entierran y son empujados de vuelta al manto . Parte del carbonato puede ser transportado a las profundidades del manto, donde las condiciones de alta presión y temperatura permiten que se combine metamórficamente con SiO₂ para formar CaSiO₃ y CO₂ , que se libera desde el interior a la atmósfera a través del vulcanismo, las chimeneas hidrotermales en el océano o los manantiales de soda , que son manantiales naturales que contienen dióxido de carbono o agua carbonatada.

CaCO3+SiO2⟶CaSiO3+CO2{\displaystyle {\ce {CaCO3 + SiO2 -> CaSiO3 + CO2}}}

Este paso final devuelve la segunda molécula de CO₂ a la atmósfera y cierra el balance de carbono inorgánico . El 99,6 % de todo el carbono de la Tierra (equivalente a aproximadamente 10⁸ mil millones de toneladas de carbono) se encuentra secuestrado en el reservorio rocoso a largo plazo. Y prácticamente todo el carbono ha permanecido en forma de carbonato. En contraste, solo el 0,002 % del carbono existe en la biosfera. [ 8 ]

Comentarios

Los cambios en la superficie del planeta, como la ausencia de volcanes o el aumento del nivel del mar, que reducirían la cantidad de superficie terrestre expuesta a la meteorización, pueden modificar las tasas a las que tienen lugar los diferentes procesos de este ciclo. [ 8 ] A lo largo de decenas o cientos de millones de años, los niveles de dióxido de carbono en la atmósfera pueden variar debido a perturbaciones naturales en el ciclo [ 10 ] [ 11 ] [ 12 ] pero, de forma aún más general, actúa como un bucle de retroalimentación negativa crítico entre los niveles de dióxido de carbono y los cambios climáticos. [ 6 ] [ 9 ] Por ejemplo, si el CO 2 se acumula en la atmósfera, el efecto invernadero contribuirá a aumentar la temperatura de la superficie, lo que a su vez incrementará la tasa de precipitaciones y la meteorización de silicatos, que eliminará el carbono de la atmósfera. De esta forma, a lo largo de extensos periodos de tiempo, el ciclo carbonato-silicato tiene un efecto estabilizador sobre el clima de la Tierra, razón por la cual se le ha denominado el termostato de la Tierra. [ 5 ] [ 13 ]

Cambios a lo largo de la historia de la Tierra

Aspectos del ciclo carbonato-silicato han cambiado a lo largo de la historia de la Tierra como resultado de la evolución biológica y los cambios tectónicos . [ 14 ] Generalmente, la formación de carbonatos ha superado a la de silicatos, eliminando eficazmente el dióxido de carbono de la atmósfera. El inicio de la biomineralización de carbonatos cerca del límite Precámbrico - Cámbrico habría permitido una eliminación más eficiente de los productos de meteorización del océano. [ 15 ] Los procesos biológicos en los suelos pueden aumentar significativamente las tasas de meteorización. [ 16 ] Las plantas producen ácidos orgánicos que aumentan la meteorización . Estos ácidos son secretados por hongos de raíces y micorrícicos , así como por la descomposición microbiana de las plantas . La respiración de las raíces y la oxidación de la materia orgánica del suelo también producen dióxido de carbono , que se convierte en ácido carbónico , lo que aumenta la meteorización. [ 17 ]

La tectónica puede inducir cambios en el ciclo carbonato-silicato. Por ejemplo, se cree que el levantamiento de grandes cadenas montañosas, como el Himalaya y los Andes , inició la Edad de Hielo del Cenozoico Tardío debido al aumento de las tasas de meteorización de silicatos y la disminución del dióxido de carbono . [ 18 ] El clima del fondo marino está vinculado tanto a la luminosidad solar como a la concentración de dióxido de carbono. [ 19 ] Sin embargo, esto representó un desafío para los modeladores que han intentado relacionar la tasa de desgasificación y subducción con las tasas relacionadas de cambio del fondo marino. Es difícil obtener datos indirectos adecuados y sencillos para tales cuestiones. Por ejemplo, los núcleos de sedimentos, a partir de los cuales los científicos pueden deducir los niveles del mar pasados, no son ideales porque los niveles del mar cambian como resultado de más que solo el ajuste del fondo marino. [ 20 ] Estudios de modelado recientes han investigado el papel de la meteorización del fondo marino en la evolución temprana de la vida, mostrando que las tasas relativamente rápidas de creación del fondo marino contribuyeron a disminuir los niveles de dióxido de carbono en una medida moderada. [ 21 ]

Las observaciones del llamado tiempo profundo indican que la Tierra tiene una retroalimentación de meteorización de rocas relativamente insensible, lo que permite grandes fluctuaciones de temperatura. Con aproximadamente el doble de dióxido de carbono en la atmósfera, los registros paleoclimáticos muestran que las temperaturas globales alcanzaron hasta 5 a 6  °C más que las temperaturas actuales. [ 22 ] Sin embargo, otros factores, como los cambios en el forzamiento orbital/solar, contribuyen a la variación de la temperatura global en el registro paleoclimático.

Las emisiones humanas de CO₂ han aumentado constantemente en muy poco tiempo. [ 23 ] El exceso de carbono en la atmósfera disuelto en el agua de mar puede alterar las tasas del ciclo carbonato-silicato. El CO₂ disuelto puede reaccionar con el agua para formar iones bicarbonato, HCO₃⁻ , e iones hidrógeno, H⁺ . Estos iones hidrógeno reaccionan rápidamente con el carbonato, CO₃²⁻ , para producir más iones bicarbonato y reducir los iones carbonato disponibles, lo que representa un obstáculo para el proceso de precipitación de carbonato de carbono. [ 24 ] Dicho de otro modo, el 30% del exceso de carbono emitido a la atmósfera es absorbido por los océanos. Mayores concentraciones de dióxido de carbono en los océanos impulsan el proceso de precipitación de carbonato en la dirección opuesta (hacia la izquierda), produciendo menos CaCO₃ . Este proceso, que perjudica a los organismos constructores de conchas, se denomina acidificación oceánica . [ 25 ]

El ciclo en otros planetas

No se debe asumir que un ciclo carbonato-silicato se presente en todos los planetas terrestres . Para empezar, este ciclo requiere la presencia de un ciclo del agua. Por lo tanto, se interrumpe en el límite interior de la zona habitable del Sistema Solar . Incluso si un planeta comienza con agua líquida en su superficie, si se calienta demasiado, experimentará un efecto invernadero descontrolado , perdiendo agua superficial. Sin la lluvia necesaria, no se producirá la meteorización que genera ácido carbónico a partir del CO₂ gaseoso . Además, en el límite exterior, el CO₂ puede condensarse, reduciendo así el efecto invernadero y la temperatura superficial. Como resultado, la atmósfera colapsaría formando casquetes polares. [ 5 ]

Marte es un planeta de este tipo. Ubicado en el borde de la zona habitable del sistema solar, su superficie es demasiado fría para que se forme agua líquida sin un efecto invernadero. Con su delgada atmósfera, la temperatura superficial media de Marte es de 210 K (−63 °C) . Al intentar explicar las características topográficas que se asemejan a canales fluviales, a pesar de la aparente insuficiencia de radiación solar incidente, algunos han sugerido que podría haber existido un ciclo similar al ciclo carbonato-silicato de la Tierra, similar a un retroceso de los períodos de Tierra Bola de Nieve . [ 26 ] Se ha demostrado mediante estudios de modelado que el CO 2 y el H 2 O gaseosos que actúan como gases de efecto invernadero no podrían haber mantenido a Marte caliente durante su historia temprana cuando el Sol era más débil porque el CO 2 se condensaría en nubes. [ 27 ] Aunque las nubes de CO 2 no reflejan de la misma manera que las nubes de agua lo hacen en la Tierra, [ 28 ] no podría haber tenido un ciclo carbonato-silicato muy grande en el pasado.  

Por el contrario, Venus se encuentra en el borde interior de la zona habitable y tiene una temperatura superficial media de 737 K (464 °C) . Tras perder su agua por fotodisociación y escape de hidrógeno , Venus dejó de eliminar dióxido de carbono de su atmósfera y, en cambio, comenzó a acumularlo, experimentando un efecto invernadero descontrolado .  

En los exoplanetas con rotación sincrónica , la ubicación del punto subestelar determinará la liberación de dióxido de carbono de la litosfera . [ 29 ]

Véase también

Referencias

  1. ↑ Urey, HC (1952). Los planetas: su origen y desarrollo. Conferencias en memoria de la Sra. Hepsa Ely Silliman.
  2. 1 2 Berner, Robert; Lasaga, Antonio; Garrels, Robert (1983). "El ciclo geoquímico carbonato-silicato y su efecto sobre el dióxido de carbono atmosférico durante los últimos 100 millones de años" . American Journal of Science . 283 (7): 641– 683. Bibcode : 1983AmJS..283..641B . doi : 10.2475/ajs.283.7.641 .
  3. 1 2 3 4 Walker, James CG; Hays, PB; Kasting, JF (1981). "Un mecanismo de retroalimentación negativa para la estabilización a largo plazo de la temperatura de la superficie terrestre". Journal of Geophysical Research: Oceans . 86 (C10): 9776– 9782. Bibcode : 1981JGR....86.9776W . doi : 10.1029/JC086iC10p09776 . ISSN 2156-2202 . 
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  8. 1 2 3 "Geología y clima: Kit de herramientas de ciencia climática de la ACS" . Sociedad Química Estadounidense . Archivado del original el 28 de septiembre de 2022. Consultado el 13 de junio de 2019 .
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  • Comprender el ciclo del carbono a largo plazo: La meteorización de las rocas, un sumidero de carbono de vital importancia, por John Mason, Skeptical Science.