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El ciclo geoquímico carbonato-silicato , también conocido como ciclo del carbono inorgánico , describe la transformación a largo plazo de rocas de silicato en rocas carbonatadas por erosión y sedimentación , y la transformación de rocas carbonatadas nuevamente en rocas de silicato por metamorfismo y vulcanismo . [1] [2] [3] El dióxido de carbono se elimina de la atmósfera durante el entierro de minerales erosionados 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 cambian 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 geomórficos y químicos han trabajado en conjunto con el forzamiento solar, ya sea debido a cambios orbitales o evolución estelar, para determinar la temperatura de la superficie global . Además, el ciclo carbonato-silicato se ha considerado una posible solución a la paradoja del débil Sol joven . [2] [3]
El ciclo carbonato-silicato es el principal control de los niveles de dióxido de carbono durante largos períodos de tiempo. [3] Puede verse como 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 a través de la fotosíntesis . [5]
El ciclo inorgánico comienza con la producción de ácido carbónico (H 2 CO 3 ) a partir del agua de lluvia y del 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 durante largos períodos de tiempo, puede disolver rocas de silicato (así como rocas carbonatadas). La mayor parte de la corteza (y el manto) de la Tierra está compuesta de silicatos. [8] Como resultado, estas sustancias se descomponen en iones disueltos. Por ejemplo, el silicato de calcio (CaSiO 3 ), o wollastonita , reacciona con dióxido de carbono y agua para producir un ion calcio, Ca 2+ , un ion bicarbonato, HCO 3 − y sílice disuelta. Esta estructura de reacción es representativa de la erosión general de silicatos de minerales de silicato de calcio. [9] La ruta química es la siguiente:
La escorrentía de los ríos transporta estos productos al océano, donde los organismos marinos calcificantes utilizan Ca 2+ y HCO 3 − para construir sus caparazones y esqueletos, un proceso llamado precipitación de carbonatos :
Se requieren dos moléculas de CO 2 para la meteorización de las rocas de silicato; La calcificación marina libera una molécula a la atmósfera. El carbonato de calcio (CaCO 3 ) contenido en conchas y esqueletos se hunde después de que el organismo marino muere y se deposita en el fondo del océano.
La etapa final del proceso implica el movimiento del fondo marino. En las zonas de subducción , los sedimentos carbonatados son enterrados y obligados a regresar al manto . Parte del carbonato puede ser transportado profundamente hacia el manto, donde las condiciones de alta presión y temperatura le permiten combinarse metamórficamente con SiO 2 para formar CaSiO 3 y CO 2 , que se libera desde el interior a la atmósfera a través del vulcanismo, respiraderos térmicos en el océano o Manantiales de soda , que son manantiales naturales que contienen gas dióxido de carbono o agua con gas:
Este paso final devuelve la segunda molécula de CO 2 a la atmósfera y cierra el balance de carbono inorgánico . El 99,6% de todo el carbono de la Tierra (lo que equivale aproximadamente a 10,8 mil millones de toneladas de carbono) está secuestrado en el depósito rocoso a largo plazo. Y esencialmente todo el carbono ha pasado tiempo en forma de carbonato. Por el contrario, sólo el 0,002% del carbono existe en la biosfera. [8]
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 erosión, pueden cambiar las velocidades a las que tienen lugar los diferentes procesos de este ciclo. [8] Durante decenas a 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 manera aún más general, sirve como un circuito crítico de retroalimentación negativa entre niveles de dióxido de carbono y cambios climáticos. [6] [9] Por ejemplo, si el CO 2 se acumula en la atmósfera, el efecto invernadero servirá para aumentar la temperatura de la superficie, lo que a su vez aumentará la tasa de lluvia y la erosión de los silicatos, lo que eliminará el carbono de la atmósfera. De esta manera, a largo plazo, el ciclo carbonato-silicato tiene un efecto estabilizador sobre el clima terrestre, por lo que se le ha llamado el termostato de la Tierra. [5] [13]
Algunos 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 . En general, la formación de carbonatos ha superado a la de silicatos, eliminando eficazmente el dióxido de carbono de la atmósfera. El advenimiento de la biomineralización de carbonatos cerca del límite Precámbrico - Cámbrico habría permitido una eliminación más eficiente de los productos de la meteorización del océano. [14] Los procesos biológicos en los suelos pueden aumentar significativamente las tasas de meteorización. [15] Las plantas producen ácidos orgánicos que aumentan la meteorización . Estos ácidos son secretados por hongos de raíces y micorrizas , 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. [dieciséis]
La tectónica puede inducir cambios en el ciclo carbonato-silicato. Por ejemplo, se cree que el levantamiento de las principales cadenas montañosas, como el Himalaya y los Andes , inició la Edad de Hielo del Cenozoico Tardío debido al aumento de las tasas de erosión de silicatos y la reducción de dióxido de carbono . [17] El clima del fondo marino está relacionado tanto con la luminosidad solar como con la concentración de dióxido de carbono. [18] Sin embargo, presentó un desafío para los modeladores que han tratado de relacionar la tasa de desgasificación y subducción con las tasas relacionadas de cambio del fondo marino. Es difícil obtener datos proxy adecuados y sencillos para este tipo de preguntas. Por ejemplo, los núcleos de sedimentos, a partir de los cuales los científicos pueden deducir niveles pasados del mar, no son ideales porque los niveles del mar cambian como resultado de algo más que el simple ajuste del fondo marino. [19] Estudios de modelización recientes han investigado el papel de la erosión del fondo marino en la evolución temprana de la vida, mostrando que tasas de creación de fondo marino relativamente rápidas funcionaron para reducir los niveles de dióxido de carbono en un grado moderado. [20]
Las observaciones del llamado tiempo profundo indican que la Tierra tiene una retroalimentación relativamente insensible a la erosión de las rocas, lo que permite grandes cambios de temperatura. Con aproximadamente el doble de dióxido de carbono en la atmósfera, los registros paleoclimáticos muestran que las temperaturas globales alcanzaron entre 5 y 6 °C más que las temperaturas actuales. [21] Sin embargo, otros factores, como los cambios en el forzamiento orbital/solar, contribuyen al cambio de temperatura global en el paleo-registro.
Las emisiones humanas de CO 2 han aumentado constantemente y la consiguiente concentración de CO 2 en el sistema terrestre ha alcanzado niveles sin precedentes en muy poco tiempo. [22] El exceso de carbono en la atmósfera que se disuelve en el agua de mar puede alterar las tasas del ciclo carbonato-silicato. El CO 2 disuelto puede reaccionar con el agua para formar iones bicarbonato, HCO 3 − , e iones de hidrógeno, H + . Estos iones de hidrógeno reaccionan rápidamente con carbonato, CO 3 2- para producir más iones de bicarbonato y reducir los iones de carbonato disponibles, lo que presenta un obstáculo para el proceso de precipitación de carbonato de carbono. [23] Dicho de otra manera, el 30% del exceso de carbono emitido a la atmósfera es absorbido por los océanos. Las concentraciones más altas de dióxido de carbono en los océanos impulsan el proceso de precipitación de carbonatos en la dirección opuesta (hacia la izquierda), produciendo menos CaCO 3 . Este proceso, que daña a los organismos formadores de caparazones, se llama acidificación de los océanos . [24]
No se debe suponer que en todos los planetas terrestres aparecería un ciclo carbonato-silicato . Para empezar, el ciclo carbonato-silicato requiere la presencia de un ciclo del agua. Por tanto, se descompone en el borde interior de la zona habitable del Sistema Solar . Incluso si un planeta comienza con agua líquida en la superficie, si se calienta demasiado, sufrirá un efecto invernadero descontrolado , perdiendo agua superficial. Sin el agua de lluvia necesaria, no se producirá la erosión para producir ácido carbónico a partir de CO 2 gaseoso . Además, en el borde exterior el CO 2 puede condensarse, reduciendo en consecuencia el efecto invernadero y reduciendo la temperatura de la superficie. Como resultado, la atmósfera colapsaría formando casquetes polares. [5]
Marte es uno de esos planetas. Situada en el borde de la zona habitable del sistema solar, su superficie es demasiado fría para que se forme agua líquida sin efecto invernadero. Con su fina atmósfera, la temperatura media de la superficie de Marte es de 210 K (-63 °C). Al intentar explicar las características topográficas que se asemejan a los canales fluviales, a pesar de la aparentemente insuficiente radiación solar entrante, algunos han sugerido que podría haber existido un ciclo similar al ciclo de carbonato-silicato de la Tierra, similar a un retroceso de los períodos de la Tierra Bola de Nieve . [25] Se ha demostrado mediante estudios de modelización que el CO 2 y el H 2 O gaseosos que actúan como gases de efecto invernadero no podrían haber mantenido caliente a Marte durante su historia temprana, cuando el Sol era más débil porque el CO 2 se condensaría en nubes. [26] Aunque las nubes de CO 2 no se reflejan de la misma manera que las nubes de agua en la Tierra, [27] no pudo haber tenido mucho ciclo de carbonato-silicato en el pasado.
Por el contrario, Venus está situado en el borde interior de la zona habitable y tiene una temperatura superficial media de 737 K (464 °C). Después de 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 y a experimentar un efecto invernadero descontrolado .
En los exoplanetas bloqueados por mareas , la ubicación del punto subestelar dictará la liberación de dióxido de carbono de la litosfera . [28]
