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El ciclo geoquímico de carbonato-silicato , también conocido como ciclo del carbono inorgánico , describe la transformación a largo plazo de rocas de silicato en rocas carbonatadas por meteorización 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 enterramiento de minerales meteorizados y se devuelve a la atmósfera a través del vulcanismo . En escalas de tiempo de millones de años, el ciclo de 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 erosión 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 trabajado en conjunto con el forzamiento solar, ya sea debido a cambios orbitales o a la evolución estelar, para determinar la temperatura superficial global . Además, el ciclo de carbonato-silicato se ha considerado una posible solución a la paradoja del Sol joven débil . [2] [3]
El ciclo del carbonato-silicato es el principal control de los niveles de dióxido de carbono en escalas de tiempo largas. [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 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 en escalas de tiempo largas, puede disolver rocas de silicato (así como rocas carbonatadas). La mayor parte de la corteza terrestre (y el manto) 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 de calcio, Ca 2+ , un ion de bicarbonato, HCO 3 − , 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:
La escorrentía de los ríos transporta estos productos al océano, donde los organismos calcificantes marinos utilizan Ca 2+ y HCO 3 − para construir sus conchas y esqueletos, un proceso llamado precipitación de carbonatos :
Para la erosión de las rocas de silicato se necesitan dos moléculas de CO2 ; la calcificación marina libera una molécula a la atmósfera. El carbonato de calcio (CaCO3 ) contenido en las conchas y los 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 quedan enterrados y son forzados a retroceder hacia el manto . Algunos carbonatos pueden ser transportados a las profundidades del 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, los respiraderos termales en el océano o los manantiales de soda , que son manantiales naturales que contienen gas de dióxido de carbono o agua carbonatada:
Este último paso 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 (que equivale aproximadamente a 10 8 mil millones de toneladas de carbono) está secuestrado en el depósito de roca de largo plazo. Y esencialmente todo el carbono ha pasado un tiempo en forma de carbonato. En cambio, solo 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 se producen los diferentes procesos de este ciclo. [8] A lo largo de 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 bucle de retroalimentación negativa crítico entre los niveles de dióxido de carbono y los cambios climáticos. [6] [9] Por ejemplo, si el CO2 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 erosión de silicatos, lo que eliminará carbono de la atmósfera. De esta manera, en escalas de tiempo largas, el ciclo carbonato-silicato tiene un efecto estabilizador sobre el clima de la Tierra, por lo que se lo ha llamado el termostato de la Tierra. [5] [13]
Los 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 la raíz y micorrízicos , 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 , que aumenta la meteorización. [16]
La tectónica puede inducir cambios en el ciclo de carbonato-silicato. Por ejemplo, se cree que el levantamiento de importantes 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 del dióxido de carbono . [17] El clima del fondo marino está vinculado tanto a la luminosidad solar como a 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 sin complicaciones para estas preguntas. Por ejemplo, los núcleos de sedimentos, a partir de los cuales los científicos pueden deducir los niveles pasados del mar, no son ideales porque los niveles del mar cambian como resultado de algo más que el ajuste del fondo marino. [19] Estudios de modelado recientes han investigado el papel de la erosión del fondo marino en la evolución temprana de la vida, mostrando que las tasas relativamente rápidas de creación del fondo marino funcionaron para reducir los niveles de dióxido de carbono en una medida moderada. [20]
Las observaciones del llamado tiempo profundo indican que la Tierra tiene una retroalimentación de erosión de rocas relativamente insensible, lo que permite grandes oscilaciones 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 altas 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 registro paleoclimático.
Las emisiones humanas de CO2 han aumentado de manera constante, y la consiguiente concentración de CO2 en el sistema terrestre ha alcanzado niveles sin precedentes en un período de tiempo muy corto. [22] El exceso de carbono en la atmósfera que se disuelve en el agua de mar puede alterar las velocidades del ciclo carbonato-silicato. El CO2 disuelto puede reaccionar con el agua para formar iones de bicarbonato, HCO3 − , e iones de hidrógeno, H + . Estos iones de hidrógeno reaccionan rápidamente con el carbonato, CO3 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 funcionan para empujar el proceso de precipitación de carbonato en la dirección opuesta (hacia la izquierda), produciendo menos CaCO3 . Este proceso, que daña a los organismos constructores de conchas, se llama acidificación de los océanos . [24]
No se debe suponer que en todos los planetas terrestres aparecería un ciclo de carbonato-silicato . Para empezar, el ciclo de carbonato-silicato requiere la presencia de un ciclo de agua. Por lo 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, experimentará un efecto invernadero descontrolado , perdiendo agua superficial. Sin el agua de lluvia necesaria, no se producirá ninguna erosión para producir ácido carbónico a partir del 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 en casquetes polares. [5]
Marte es uno de esos planetas. 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 media de la superficie de Marte es de 210 K (−63 °C). En un intento de explicar las características topográficas que se asemejan a los canales fluviales, a pesar de la radiación solar entrante aparentemente insuficiente, 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 modelado que el CO2 gaseoso y el H2O 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 CO2 se condensaría en nubes. [26] Aunque las nubes de CO2 no se reflejan de la misma manera que las nubes de agua en la Tierra, [27] no podría haber tenido un gran ciclo de carbonato-silicato 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). Después de perder su agua por fotodisociación y escape de hidrógeno , Venus dejó de extraer dióxido de carbono de su atmósfera y comenzó a acumularlo y a experimentar un efecto invernadero descontrolado .
En los exoplanetas bloqueados por mareas , la ubicación del punto subestelar determinará la liberación de dióxido de carbono de la litosfera . [28]
