La geoquímica del carbono es el estudio de las transformaciones que involucran al elemento carbono dentro de los sistemas de la Tierra. En gran medida, este estudio es geoquímica orgánica, pero también incluye el muy importante dióxido de carbono. El carbono es transformado por la vida y se mueve entre las principales fases de la Tierra, incluidos los cuerpos de agua, la atmósfera y las partes rocosas. El carbono es importante en la formación de depósitos minerales orgánicos, como el carbón, el petróleo o el gas natural. La mayor parte del carbono se recicla a través de la atmósfera hacia los organismos vivos y luego se respira de regreso a la atmósfera. Sin embargo, una parte importante del ciclo del carbono involucra el atrapamiento de materia viva en sedimentos . El carbono luego se convierte en parte de una roca sedimentaria cuando ocurre la litificación . La tecnología humana o los procesos naturales como la meteorización, la vida subterránea o el agua pueden devolver el carbono de las rocas sedimentarias a la atmósfera. Desde ese punto, puede transformarse en el ciclo de las rocas en rocas metamórficas o fundirse en rocas ígneas. El carbono puede regresar a la superficie de la Tierra por volcanes o por elevación en procesos tectónicos. El carbono es devuelto a la atmósfera a través de gases volcánicos . El carbono sufre una transformación en el manto bajo presión para convertirse en diamante y otros minerales, y también existe en el núcleo externo de la Tierra en solución con hierro, y también puede estar presente en el núcleo interno. [1]
El carbono puede formar una gran variedad de compuestos estables. Es un componente esencial de la materia viva. Los organismos vivos pueden vivir en un rango limitado de condiciones en la Tierra, que están limitadas por la temperatura y la existencia de agua líquida. La habitabilidad potencial de otros planetas o lunas también puede evaluarse por la existencia de agua líquida. [1]
El carbono constituye solo el 0,08% de la combinación de litosfera , hidrosfera y atmósfera . Sin embargo, es el duodécimo elemento más común allí. En la roca de la litosfera, el carbono se presenta comúnmente como minerales carbonatados que contienen calcio o magnesio. También se encuentra como combustibles fósiles en el carbón y el petróleo y el gas. Las formas nativas de carbono son mucho más raras y requieren presión para formarse. El carbono puro existe como grafito o diamante. [1]
Las partes más profundas de la Tierra, como el manto, son muy difíciles de descubrir. Se conocen pocas muestras, en forma de rocas elevadas o xenolitos. Son aún menos las que permanecen en el mismo estado en el que se encontraban, donde la presión y la temperatura son mucho más altas. Algunos diamantes conservan inclusiones que se mantuvieron a las presiones a las que se formaron, pero la temperatura es mucho más baja en la superficie. Los meteoritos de hierro pueden representar muestras del núcleo de un asteroide, pero se habría formado en condiciones diferentes a las del núcleo de la Tierra. Por lo tanto, se realizan estudios experimentales en los que se comprimen y calientan minerales o sustancias para determinar qué sucede en condiciones similares al interior planetario.
Los dos isótopos comunes del carbono son estables. En la Tierra, el carbono 12 , 12 C es, con diferencia, el más común, con un 98,894 %. El carbono 13 es mucho más raro, con un promedio de 1,106 %. Este porcentaje puede variar ligeramente y su valor es importante en la geoquímica de isótopos , por lo que se sugiere el origen del carbono. [1]
El carbono se puede producir en estrellas al menos tan masivas como el Sol mediante la fusión de tres núcleos de helio-4 : 4 He + 4 He + 4 He --> 12 C. Este es el proceso triple alfa . En estrellas tan masivas como el Sol, el carbono-12 también se convierte en carbono-13 y luego en nitrógeno-14 por fusión con protones. 12 C + 1 H --> 13 C + e + . 13 C + 1 H --> 14 N. En estrellas más masivas, dos núcleos de carbono pueden fusionarse para formar magnesio , o un carbono y un oxígeno para formar azufre . [1]
En las nubes moleculares se forman moléculas de carbono simples, entre las que se incluyen el monóxido de carbono y el dicarbonato . Las reacciones con el catión trihidrógeno de las moléculas de carbono simples producen iones que contienen carbono y que reaccionan fácilmente para formar moléculas orgánicas más grandes. Los compuestos de carbono que existen como iones o moléculas de gas aisladas en el medio interestelar pueden condensarse en granos de polvo. Los granos de polvo carbonoso están compuestos principalmente de carbono. Los granos pueden unirse para formar agregados más grandes. [1]
Los meteoritos y el polvo interplanetario muestran la composición de los materiales sólidos en los inicios del Sistema Solar, ya que no han sido modificados desde su formación. Las condritas carbonosas son meteoritos con alrededor de un 5% de compuestos de carbono. Su composición se asemeja a la del Sol, menos los elementos muy volátiles como el hidrógeno y los gases nobles. Se cree que la Tierra se formó por el colapso gravitacional de materiales como los meteoritos. [1]
Entre los efectos importantes que se produjeron en la Tierra durante la primera Era Hadiana se encuentran los fuertes vientos solares durante la etapa T-Tauri del Sol. El impacto que formó la Luna provocó importantes cambios en la superficie. De la superficie fundida de la Tierra se desprendieron volátiles jóvenes, entre ellos dióxido de carbono y monóxido de carbono. Es probable que las emisiones no incluyeran metano, pero es probable que la Tierra estuviera libre de oxígeno molecular. El Bombardeo Pesado Tardío tuvo lugar hace entre 4.000 y 3.800 millones de años (Ga). Para empezar, la Tierra no tenía una corteza como la que tiene hoy. La tectónica de placas en su forma actual comenzó hace unos 2.500 millones de años. [1]
Las primeras rocas sedimentarias formadas bajo el agua datan de hace 3,8 millones de años. Las lavas almohadilladas que datan de hace 3,5 millones de años prueban la existencia de océanos. Los fósiles de estromatolitos y, posteriormente, los trazadores químicos dan evidencia de vida temprana. [1]
La materia orgánica continúa llegando a la Tierra desde el espacio a través del polvo interplanetario, que también incluye algunas partículas interestelares. Las cantidades añadidas a la Tierra fueron de alrededor de 60.000 toneladas por año, aproximadamente 4 millones de millones [1] .
El secuestro biológico de carbono provoca el enriquecimiento de carbono-12, de modo que las sustancias que se originan en organismos vivos tienen un mayor contenido de carbono-12. Debido al efecto isotópico cinético, las reacciones químicas pueden ocurrir más rápidamente con isótopos más ligeros, de modo que la fotosíntesis fija el carbono-12 más ligero más rápido que el carbono-13. Además, los isótopos más ligeros se difunden a través de una membrana biológica más rápido. El enriquecimiento en carbono 13 se mide por delta 13 C(o/oo) = [( 13 C/ 12 C)muestra/( 13 C/ 12 C)estándar - 1] * 1000. El estándar común para el carbono es la belemnita de la formación Peedee del Cretácico. [1]
Las moléculas complejas, en particular las que contienen carbono, pueden presentarse en forma de estereoisómeros . En el caso de los procesos abióticos, se esperaría que fuera igualmente probable, pero en el caso de las condritas carbonosas no es así. Se desconocen las razones de esto. [1]
La capa exterior de la Tierra, la corteza terrestre, junto con sus capas externas, contienen entre 10 y 20 kg de carbono, lo que es suficiente para que cada metro cuadrado de superficie contenga 200 toneladas de carbono. [2]
El carbono añadido a las rocas sedimentarias puede tomar la forma de carbonatos o compuestos orgánicos de carbono. En orden de cantidad de origen, el carbono orgánico proviene del fitoplancton, las plantas, las bacterias y el zooplancton. Sin embargo, los sedimentos terrestres pueden ser en su mayoría de plantas superiores, y algunos sedimentos deficientes en oxígeno del agua pueden ser en su mayoría bacterias. Los hongos y otros animales hacen contribuciones insignificantes. [3] En los océanos, el principal contribuyente de materia orgánica a los sedimentos es el plancton, ya sea fragmentos muertos o bolitas fecales denominadas nieve marina. Las bacterias degradan esta materia en la columna de agua, y la cantidad que sobrevive en el fondo del océano es inversamente proporcional a la profundidad. Esto va acompañado de biominerales que consisten en silicatos y carbonatos. La materia orgánica particulada en los sedimentos es aproximadamente el 20% de las moléculas conocidas y el 80% del material que no se puede analizar. Los detritívoros consumen parte de los materiales orgánicos caídos. Las bacterias aeróbicas y los hongos también consumen materia orgánica en las partes superficiales óxicas del sedimento. Los sedimentos de grano grueso están oxigenados hasta aproximadamente medio metro, pero las arcillas de grano fino pueden tener solo un par de milímetros expuestos al oxígeno. La materia orgánica en la zona oxigenada se mineralizará completamente si permanece allí el tiempo suficiente. [4]
En las profundidades de los sedimentos, donde se agota el oxígeno, los procesos biológicos anaeróbicos continúan a un ritmo más lento. Estos incluyen la mineralización anaeróbica que produce iones de amonio , fosfato y sulfuro ; la fermentación que produce alcoholes de cadena corta, ácidos o metilaminas; la acetogénesis que produce ácido acético ; la metanogénesis que produce metano y la reducción de sulfatos, nitritos y nitratos. El dióxido de carbono y el hidrógeno también son productos. En agua dulce, el sulfato suele ser muy bajo, por lo que la metanogénesis es más importante. Sin embargo, otras bacterias pueden convertir el metano, de nuevo en materia viva, oxidándolo con otros sustratos. Las bacterias pueden residir a grandes profundidades en los sedimentos. Sin embargo, la materia orgánica sedimentaria acumula los componentes no digeribles. [4]
Las bacterias profundas pueden ser litótrofas , utilizando hidrógeno y dióxido de carbono como fuente de carbono. [4]
En los océanos y otras aguas hay una gran cantidad de materia orgánica disuelta . Ésta tiene una edad media de varios miles de años y se denomina gelbstoff (sustancia amarilla), sobre todo en aguas dulces. Gran parte de ésta son taninos . Los materiales que contienen nitrógeno aquí parecen ser amidas, tal vez de peptidoglicanos de bacterias. Los microorganismos tienen dificultades para consumir las sustancias disueltas de alto peso molecular, pero consumen rápidamente las moléculas pequeñas. [4]
El carbono negro producido por carbonización es un componente importante de las fuentes terrestres . Los hongos son importantes descomponedores del suelo. [4]
Las proteínas normalmente se hidrolizan lentamente, incluso sin enzimas ni bacterias, con una vida media de 460 años, pero se pueden conservar si se desecan, se encurten o se congelan. El hecho de estar encerradas en un hueso también ayuda a la conservación. Con el tiempo, los aminoácidos tienden a racemizarse y los que tienen más grupos funcionales se pierden antes. Las proteínas se degradarán en una escala de tiempo de un millón de años. El ADN se degrada rápidamente y dura solo unos cuatro años en agua. La celulosa y la quitina tienen una vida media en agua a 25° de unos 4,7 millones de años. Las enzimas pueden acelerarla en un factor de 10 17 . Cada año se producen unas 10 11 toneladas de quitina, pero casi toda se degrada. [5]
La lignina sólo se degrada eficazmente por hongos, podredumbre blanca o podredumbre parda, que requieren oxígeno. [5]
Los lípidos se hidrolizan en ácidos grasos durante largos períodos de tiempo. Las ceras de la cutícula de las plantas son muy difíciles de degradar y pueden sobrevivir durante períodos geológicos. [5]
En los sedimentos se conserva más materia orgánica si hay una alta producción primaria o si el sedimento es de grano fino. La falta de oxígeno ayuda mucho a la conservación, y eso también se debe a un gran aporte de materia orgánica. El suelo no suele conservar la materia orgánica, por lo que habría que acidificarlo o anegarlo, como en las turberas. Un enterramiento rápido garantiza que el material llegue a una profundidad libre de oxígeno, pero también diluye la materia orgánica. Un entorno de baja energía garantiza que el sedimento no se agite y se oxigene. Las marismas y los manglares cumplen algunos de estos requisitos, pero a menos que el nivel del mar esté aumentando no tendrán la oportunidad de acumular mucho. Los arrecifes de coral son muy productivos, pero están bien oxigenados y reciclan todo antes de que quede enterrado. [5]
En el esfagno muerto , el esfagnano, un polisacárido con ácido D-lixo-5-hexosulourónico, es una sustancia remanente importante. Hace que la turbera sea muy ácida, de modo que las bacterias no pueden crecer. No solo eso, la planta se asegura de que no haya nitrógeno disponible. La holocelulosa también absorbe las enzimas digestivas que se encuentran alrededor. En conjunto, esto conduce a una importante acumulación de turba debajo de las turberas de esfagno.
El manto de la Tierra es un importante depósito de carbono. Contiene más carbono que la corteza, los océanos, la biosfera y la atmósfera juntos. Se calcula que la cifra es de aproximadamente 10 22 kg. [2] La concentración de carbono en el manto es muy variable y varía en más de un factor de 100 entre las distintas partes. [6] [7]
La forma que adopta el carbono depende de su estado de oxidación, que depende de la fugacidad de oxígeno del entorno. El dióxido de carbono y el carbonato se encuentran donde la fugacidad de oxígeno es alta. Una fugacidad de oxígeno menor da como resultado la formación de diamantes, primero en eclogita , luego en peridotita y, por último, en mezclas de agua fluida. Con una fugacidad de oxígeno aún menor, el metano es estable en contacto con el agua, e incluso con una fugacidad menor, se forman hierro metálico y níquel junto con carburos. Los carburos de hierro incluyen Fe 3 C y Fe 7 C 3 . [8]
Los minerales que contienen carbono incluyen calcita y sus polimorfos de mayor densidad. Otros minerales de carbono importantes incluyen carbonatos de magnesio y hierro. La dolomita es estable por encima de los 100 km de profundidad. Por debajo de los 100 km, la dolomita reacciona con ortopiroxina (que se encuentra en la peridotita) para producir magnesita (un carbonato de hierro y magnesio). [2] Por debajo de los 200 km de profundidad, el dióxido de carbono se reduce por el hierro ferroso (Fe 2+ ), formando diamante y hierro férrico (Fe 3+ ). Incluso una desproporción de minerales de hierro inducida por presión más profunda produce más hierro férrico y hierro metálico. El hierro metálico se combina con el carbono para formar el mineral cohenita con fórmula Fe 3 C. La cohenita también contiene algo de níquel que sustituye al hierro. Esta forma de carbono se llama "carburo". [9] El diamante se forma en el manto por debajo de los 150 km de profundidad, pero debido a que es tan duradero, puede sobrevivir en erupciones a la superficie en kimberlitas , lamproitas o lamprófiras ultramáficas . [8]
Los xenolitos pueden proceder del manto y tener distintas composiciones a distintas profundidades. Por encima de los 90 km (3,2 GPa) se encuentra la peridotita espinela, y por debajo de esta, la peridotita granate. [2]
Las inclusiones atrapadas en el diamante pueden revelar el material y las condiciones en una zona mucho más profunda del manto. Los diamantes grandes se forman generalmente en la zona de transición del manto (entre 410 y 660 km de profundidad) y cristalizan a partir de una solución fundida de hierro, níquel y carbono, que también contiene azufre y trazas de hidrógeno, cromo, fósforo y oxígeno. Los átomos de carbono constituyen aproximadamente el 12 % de la masa fundida (aproximadamente el 3 % en masa). A veces, los diamantes contienen inclusiones de la masa fundida metálica cristalizada. Se puede hacer que el diamante se precipite del metal líquido aumentando la presión o añadiendo azufre. [10]
Las inclusiones fluidas en los cristales del manto tienen contenidos que en la mayoría de los casos son dióxido de carbono líquido , pero que también incluyen oxisulfuro de carbono , metano y monóxido de carbono [6].
El material se añade por subducción desde la corteza, incluidos los principales sedimentos que contienen carbono, como la piedra caliza o el carbón. Cada año, 2×10 11 kg de CO2 se transfieren desde la corteza al manto por subducción (1700 toneladas de carbono por segundo). [2]
El material del manto que surge puede agregarse a la corteza en las dorsales oceánicas medias. Los fluidos pueden extraer carbono del manto y hacer erupción en volcanes. A 330 km de profundidad se puede formar un líquido compuesto de dióxido de carbono y agua. Es altamente corrosivo y disuelve elementos incompatibles del manto sólido. Estos elementos incluyen uranio, torio, potasio, helio y argón. Los fluidos pueden luego continuar provocando metasomatismo o extenderse a la superficie en erupciones de carbonatita . [11] Las emisiones totales de dióxido de carbono de las dorsales oceánicas medias y de los puntos calientes volcánicos coinciden con la pérdida debido a la subducción: 2×10 11 kg de CO 2 por año. [2]
En las rocas del manto que se mueven convectando lentamente, el diamante que se eleva lentamente por encima de los 150 km se convertirá lentamente en grafito o se oxidará a dióxido de carbono o minerales de carbonato. [8]
Se cree que el núcleo de la Tierra está compuesto principalmente por una aleación de hierro y níquel . La densidad indica que también contiene una cantidad significativa de elementos más ligeros. Elementos como el hidrógeno serían estables en el núcleo de la Tierra, sin embargo, las condiciones en la formación del núcleo no serían adecuadas para su inclusión. El carbono es un constituyente muy probable del núcleo. [12] La partición preferencial del isótopo de carbono 12 C en el núcleo metálico, durante su formación, puede explicar por qué parece haber más 13 C en la superficie y el manto de la Tierra en comparación con otros cuerpos del sistema solar (−5‰ en comparación con -20‰). La diferencia también puede ayudar a predecir el valor de la proporción de carbono del núcleo. [12]
El núcleo externo tiene una densidad de alrededor de 11 cm −3 y una masa de 1,3 × 10 24 kg. Contiene aproximadamente 10 22 kg de carbono. El carbono disuelto en hierro líquido afecta la disolución de otros elementos. El carbono disuelto cambia de siderófilo a litófilo . Tiene el efecto opuesto sobre el tungsteno y el molibdeno , haciendo que se disuelva más tungsteno o molibdeno en la fase metálica. [12] Las cantidades medidas de estos elementos en las rocas en comparación con el Sistema Solar se pueden explicar por una composición de carbono del 0,6 % del núcleo. [12]
El núcleo interno tiene un radio de unos 1221 km. Tiene una densidad de 13 g cm −3 , una masa total de 9×10 22 kg y una superficie de 18.000.000 de kilómetros cuadrados. Los experimentos con mezclas bajo presión y temperatura intentan reproducir las propiedades conocidas del núcleo interno y externo. Los carburos están entre los primeros en precipitar de una mezcla de metal fundido, por lo que el núcleo interno puede estar compuesto principalmente de carburos de hierro, Fe7C3 o Fe3C . [12] A presión atmosférica (100 kPa), el punto eutéctico de hierro-Fe3C está en un 4,1% de carbono. Este porcentaje disminuye a medida que aumenta la presión hasta alrededor de 50 GPa. Por encima de esa presión, el porcentaje de carbono en el eutéctico aumenta. [12] La presión sobre el núcleo interno varía de 330 GPa a 360 GPa en el centro de la Tierra. La temperatura en la superficie del núcleo interno es de aproximadamente 6000 K. El material del núcleo interno debe ser estable a la presión y temperatura que se encuentran allí, y más denso que el del líquido del núcleo externo. Las extrapolaciones muestran que tanto el Fe 3 C como el Fe 7 C 3 cumplen los requisitos. [12] El Fe 7 C 3 tiene un 8,4 % de carbono y el Fe 3 C tiene un 6,7 % de carbono. El núcleo interno crece aproximadamente 1 mm por año, o agregando aproximadamente 18 kilómetros cúbicos por año. Esto es aproximadamente 18×10 12 kg de carbono agregado al núcleo interno cada año. Contiene aproximadamente 8×10 21 kg de carbono.
Para determinar el destino de las sustancias naturales que contienen carbono en las profundidades de la Tierra, se han llevado a cabo experimentos para ver qué sucede cuando se aplican altas presiones y/o temperaturas. Dichas sustancias incluyen dióxido de carbono, monóxido de carbono, grafito , metano y otros hidrocarburos como benceno , mezclas de dióxido de carbono y agua y minerales carbonatados como calcita , carbonato de magnesio o carbonato ferroso . Bajo presiones súper altas, el carbono puede adoptar un número de coordinación más alto que los cuatro que se encuentran en compuestos sp3 como el diamante, o los tres que se encuentran en carbonatos. Tal vez el carbono pueda sustituirse en silicatos o formar un oxicarburo de silicio . [13] Los carburos pueden ser posibles. [14]
A 15 GPa el grafito cambia a una forma dura y transparente , que no es diamante. El diamante es muy resistente a la presión, pero a aproximadamente 1 TPa (1000 GPa) se transforma a una forma BC-8 . [14] Pero estas condiciones no se encuentran en la Tierra.
Se prevé que los carburos se encuentren con mayor probabilidad en la parte inferior del manto, ya que los experimentos han demostrado una fugacidad de oxígeno mucho menor para los silicatos de hierro a alta presión. La cohenita permanece estable a más de 187 GPa, pero se prevé que tenga una forma Cmcm ortorrómbica más densa en el núcleo interno. [14]
Bajo una presión de 0,3 GPa, el dióxido de carbono es estable a temperatura ambiente en la misma forma que el hielo seco. Por encima de 0,5 GPa, el dióxido de carbono forma una serie de formas sólidas diferentes que contienen moléculas. A presiones superiores a 40 GPa y temperaturas altas, el dióxido de carbono forma un sólido covalente que contiene tetraedros de CO4 y tiene la misma estructura que la β- cristobalita . Esto se llama fase V o CO2 - V. Cuando el CO2 - V se somete a altas temperaturas o presiones más altas, los experimentos muestran que se descompone para formar diamante y oxígeno. En el manto, la geotermia significaría que el dióxido de carbono sería un líquido hasta una presión de 33 GPa, luego adoptaría la forma sólida de CO2 - V hasta 43 GPa, y a mayor profundidad produciría diamante y oxígeno fluido. [14]
El monóxido de carbono a alta presión forma el sólido covalente de policarbonilo de alta energía , sin embargo no se espera que esté presente dentro de la Tierra. [14]
A 25 °C, bajo una presión de 1,59 GPa, el metano se convierte en un sólido cúbico. Las moléculas están desordenadas rotacionalmente, pero por encima de 5,25 GPa, las moléculas quedan bloqueadas en su posición y no pueden girar. Otros hidrocarburos sometidos a alta presión apenas han sido estudiados. [14]
La calcita se transforma en calcita-II y calcita-III a presiones de 1,5 y 2,2 GPa. La siderita sufre un cambio químico a 10 GPa a 1800 K para formar Fe 4 O 5 . La dolomita se descompone a 7 GPa y por debajo de 1000 °C para producir aragonito y magnesita . Sin embargo, existen formas de dolomita que contienen hierro estables a presiones y temperaturas más altas. Por encima de 130 GPa, el aragonito sufre una transformación a un carbono tetraédricamente conectado SP 3 , en una red covalente en una estructura C 222 1 . La magnesita puede sobrevivir a 80 GPa, pero con más de 100 GPa (ya que a una profundidad de 1800 km cambia a formas con anillos de tres miembros de tetraedros CO 4 (C 3 O 9 6− ). Si hay hierro presente en este mineral, a estas presiones se convertirá en magnetita y diamante. Se predice que los carbonatos fundidos con carbono SP 3 serán muy viscosos. [14]
Existen algunos minerales que contienen tanto silicato como carbonato, como la espurrita y la tilleyita, pero no se han estudiado las formas de alta presión. Se han hecho intentos de fabricar carbonato de silicio . [14] Los seis silicatos coordinados mezclados con carbonato no deberían existir en la Tierra, pero pueden existir en planetas más masivos. [14]