Ciclo carbonato-silicato

El ciclo geoquímico carbonato-silicato, también conocido como ciclo del carbono inorgánico, describe la transformación a largo plazo de las rocas de silicato en rocas carbonatadas mediante meteorización y sedimentación, y la transformación de las rocas carbonatadas de nuevo en rocas silicatadas mediante metamorfismo y vulcanismo. El dióxido de carbono se elimina de la atmósfera durante el enterramiento de los minerales meteorizados y se devuelve a ella mediante vulcanismo. En escalas temporales de millones de años, el ciclo carbonato-silicato es un factor clave en el control del clima terrestre, ya que regula los niveles de dióxido de carbono y, por lo tanto, la temperatura global.La tasa de meteorización es sensible a factores que modifican la exposición del terreno. Estos factores incluyen el nivel del mar, la topografía, la litología y los cambios en la vegetación. Además, estos cambios geomorfológicos y químicos han actuado en sintonía con el forzamiento solar, ya sea debido a cambios orbitales o a la evolución estelar, para determinar la temperatura superficial global. Asimismo, el ciclo carbonato-silicato se ha considerado una posible solución a la paradoja del Sol joven y débil.

El ciclo carbonato-silicato es el principal factor de control de los niveles de dióxido de carbono a largo plazo. 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.

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

${\displaystyle {\ce {2CO2 + H2O + CaSiO3 - titulada Ca^2+ + 2HCO3- + SiO2}}$

La escorrentía fluvial transporta estos productos al océano, donde los organismos marinos calcificantes utilizan Ca²⁺ y HCO₃⁻ para construir sus conchas y esqueletos, un proceso llamado precipitación de carbonatos:

${\fnMicrosoft {\fnMicrosoft {\fnMicrosoft {\fnMicrosoft {\fnMicrosoft {\f}\\fnMicrosoft {\\\fnMicrosoft {\fnMicrosoft {\fnMicrosoft}\\\fnMicrosoft {\\\fnMicrosoft\\\fnMicrosoft\\\\\\\\\\fnMicrosoft\\\\\\\\\fnMicrosoft\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\fnMicrosoft\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\fnMicrosoft\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\\ {Ca^2+ + 2HCO3- - título CaCO3 + CO2 + H2O}}$

Para la meteorización de las rocas de silicato se requieren dos moléculas de CO₂; la calcificación marina libera una molécula a la atmósfera. El carbonato de calcio (CaCO₃) presente en las conchas y esqueletos se hunde tras la muerte del organismo marino y se deposita en el fondo del océano.La etapa final del proceso implica el movimiento del lecho marino. En las zonas de subducción, los sedimentos carbonatados se entierran y son forzados a retroceder hacia el manto. Parte del carbonato puede ser transportado a las profundidades del manto, donde las altas condiciones de presión y temperatura le permiten combinarse metamórficamente con SiO₂ para formar CaSiO₃ y CO₂, que se libera desde el interior a la atmósfera mediante vulcanismo, respiraderos termales en el océano o manantiales de sosa, que son manantiales naturales que contienen dióxido de carbono gaseoso o agua carbonatada.

${\displaystyle {\ce {CaCO3 + SiO2 - titulada CaSiO3 + CO2}}$

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 (equivalente a aproximadamente 10 800 millones de toneladas de carbono) está secuestrado en el reservorio rocoso a largo plazo. Y prácticamente todo el carbono ha permanecido en forma de carbonato. En cambio, solo el 0,002 % del carbono existe en la biosfera.Los cambios en la superficie del planeta, como la ausencia de volcanes o el aumento del nivel del mar, que reducirían la superficie terrestre expuesta a la meteorización, pueden alterar la velocidad a la que se producen los diferentes procesos de este ciclo. 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, pero, de forma más general, actúan como un bucle de retroalimentación negativa crucial entre los niveles de dióxido de carbono y los cambios climáticos. Por ejemplo, si el CO₂ se acumula en la atmósfera, el efecto invernadero aumentará la temperatura superficial, lo que a su vez incrementará la tasa de precipitaciones y la meteorización de silicatos, lo que a su vez eliminará el carbono de la atmósfera. De esta manera, a largo plazo, el ciclo carbonato-silicato tiene un efecto estabilizador sobre el clima terrestre, razón por la cual se le ha denominado el termostato de la Tierra.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. La aparición de la biomineralización de carbonatos cerca del límite Precámbrico-Cámbrico habría permitido una eliminación más eficiente de los productos de la meteorización del océano. Los procesos biológicos en los suelos pueden aumentar significativamente las tasas de meteorización. Las plantas producen ácidos orgánicos que incrementan la meteorización. Estos ácidos son secretados por hongos radiculares y micorrízicos, así como por la descomposición microbiana de las plantas. La respiración radicular y la oxidación de la materia orgánica del suelo también producen dióxido de carbono, que se convierte en ácido carbónico, lo que incrementa la meteorización.La tectónica puede inducir cambios en el ciclo carbonato-silicato. Por ejemplo, se cree que la elevación de importantes cordilleras, 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 reducción de dióxido de carbono. El clima del fondo marino está vinculado tanto a la luminosidad solar como a la concentración de dióxido de carbono. Sin embargo, representó un desafío para los modeladores que han intentado relacionar la tasa de desgasificación y subducción con las tasas de cambio del fondo marino. Es difícil obtener datos proxy precisos y sencillos para estas cuestiones. Por ejemplo, los núcleos de sedimentos, a partir de los cuales los científicos pueden deducir los niveles del mar en el pasado, no son ideales porque los niveles del mar cambian como resultado de algo más que el simple ajuste del fondo marino. Estudios recientes de modelización han investigado el papel de la meteorización del fondo marino en la evolución temprana de la vida, demostrando que las tasas relativamente rápidas de creación del fondo marino contribuyeron a reducir los niveles de dióxido de carbono en una medida moderada.Las observaciones del llamado tiempo profundo indican que la Tierra posee una retroalimentación de meteorización 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 temperaturas hasta 5 o 6 °C superiores a las actuales. Sin embargo, otros factores, como los cambios en el forzamiento orbital/solar, contribuyen al cambio de temperatura global en el paleoregistro.Las emisiones humanas de CO₂ han aumentado de forma constante en muy poco tiempo. El exceso de carbono en la atmósfera, disuelto en el agua de mar, puede alterar la velocidad 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 dificulta el proceso de precipitación de carbonato. Dicho de otro modo, el 30 % del exceso de carbono emitido a la atmósfera es absorbido por los océanos. Una mayor concentración de dióxido de carbono en los océanos impulsa el proceso de precipitación de carbonato en la dirección opuesta (hacia la izquierda), produciendo menos CaCO₃. Este proceso, que perjudica a los organismos que construyen conchas, se denomina acidificación de los océanos.No se debe asumir que un ciclo carbonato-silicato aparecería en todos los planetas terrestres. Para empezar, el ciclo carbonato-silicato requiere la presencia de un ciclo del agua. Por lo tanto, se descompone en el límite 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 la meteorización necesaria para producir 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.Marte es uno de esos planetas. Ubicado en el límite de la zona habitable del sistema solar, su superficie es demasiado fría para que se forme agua líquida sin efecto invernadero. Con su atmósfera delgada, la temperatura superficial media 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 radiación solar entrante aparentemente insuficiente, 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 la Tierra Bola de Nieve. Se ha demostrado mediante estudios de modelización que el CO₂ y el H₂O gaseosos, actuando como gases de efecto invernadero, no pudieron haber mantenido a Marte caliente durante sus inicios, cuando el Sol era más débil, ya que el CO₂ se condensaba en nubes. Aunque las nubes de CO₂ no se reflejan de la misma manera que las nubes de agua en la Tierra, no pudo haber tenido un ciclo carbonato-silicato muy desarrollado en el pasado.

En cambio, Venus se encuentra en el límite interior de la zona habitable y tiene una temperatura superficial media de 737 K (464 °C). Tras perder agua por fotodisociación y escape de hidrógeno, Venus dejó de extraer dióxido de carbono de su atmósfera y, en cambio, comenzó a acumularlo, experimentando un efecto invernadero descontrolado.En exoplanetas con bloqueo de mareas, la ubicación del punto subestelar determinará la liberación de dióxido de carbono de la litosfera.

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