Ciclo carbonato-silicato

 Nota: Não confundir com Ciclo do carbono.

O ciclo carbonato-silicato, também conhecido como ciclo do carbono inorgânico, descreve a transformação de longo prazo de rochas silicatadas em rochas carbonáticas por meio de intemperismo e sedimentação, e a reconversão de rochas carbonáticas em rochas silicatadas por metamorfismo e vulcanismo.^[1][2][3] O dióxido de carbono é removido da atmosfera durante a sedimentação de minerais intemperizados e retornado à atmosfera por meio do vulcanismo. Em escalas de tempo de milhões de anos, o ciclo carbonato-silicato é um fator chave no controle do clima da Terra, pois regula os níveis de dióxido de carbono e, consequentemente, a temperatura global.^[3]

A taxa de intemperismo é sensível a fatores que alteram a exposição da superfície terrestre, como o nível do mar, topografia, litologia e mudanças na vegetação.^[4] Além disso, essas mudanças geomórficas e químicas atuam em conjunto com forçantes solares, seja por alterações orbitais ou evolução estelar, para determinar a temperatura da superfície global. O ciclo carbonato-silicato também foi considerado uma possível solução para o paradoxo do jovem Sol fraco.^[2][3]

O ciclo carbonato-silicato é o principal controlador dos níveis de dióxido de carbono em escalas de tempo longas.^[3] Ele pode ser visto como um ramo do ciclo do carbono, que também inclui o ciclo do carbono orgânico [en], no qual processos biológicos convertem dióxido de carbono e água em matéria orgânica e oxigênio por meio da fotossíntese.^[5]

O ciclo inorgânico começa com a formação de ácido carbônico (H₂CO₃) a partir da água da chuva e dióxido de carbono gasoso.^[6] Esse processo resulta em chuva com pH em torno de 5,6.^[7] O ácido carbônico, embora seja um ácido fraco, pode dissolver rochas silicatadas (e também carbonáticas) em escalas de tempo longas. A maior parte da crosta terrestre (e do manto) é composta por silicatos.^[8] Essas substâncias se decompõem em íons dissolvidos. Por exemplo, o silicato de cálcio (CaSiO₃), ou wollastonita, reage com dióxido de carbono e água para produzir um íon cálcio, Ca²⁺, um íon bicarbonato, HCO₃⁻, e sílica dissolvida. Essa reação é representativa do intemperismo geral de minerais silicatados de cálcio.^[9] A via química é a seguinte:

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

O escoamento fluvial transporta esses produtos para o oceano, onde organismos marinhos calcificantes utilizam Ca²⁺ e HCO₃⁻ para construir suas conchas e esqueletos, em um processo chamado precipitação carbonática:

${\displaystyle {\ce {Ca^2+ + 2HCO3- -> CaCO3 + CO2 + H2O}}}$

Duas moléculas de CO₂ são necessárias para o intemperismo de rochas silicatadas; a calcificação marinha libera uma molécula de volta à atmosfera. O carbonato de cálcio (CaCO₃) contido em conchas e esqueletos afunda após a morte do organismo marinho e é depositado no fundo do oceano.

A etapa final envolve o movimento do fundo oceânico. Em zonas de subducção, os sedimentos carbonáticos são enterrados e forçados de volta ao manto. Alguns carbonatos podem ser levados profundamente ao manto, onde condições de alta pressão e temperatura permitem que se combinem metamorfamente com SiO₂ para formar CaSiO₃ e CO₂, que é liberado do interior para a atmosfera por meio de vulcanismo, aberturas térmicas no oceano ou fontes de soda, que são fontes naturais que contêm gás carbônico ou água com gás:

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

Essa etapa final devolve a segunda molécula de CO₂ à atmosfera, fechando o orçamento do carbono inorgânico. Cerca de 99,6% de todo o carbono na Terra (equivalente a aproximadamente 10₈ bilhões de toneladas de carbono) está sequestrado no reservatório rochoso de longo prazo. Praticamente todo o carbono já esteve na forma de carbonato. Em contraste, apenas 0,002% do carbono existe na biosfera.^[8]

Alterações na superfície do planeta, como a ausência de vulcões ou níveis mais altos do mar, que reduzem a superfície terrestre exposta ao intemperismo, podem alterar as taxas dos processos desse ciclo.^[8] Ao longo de dezenas a centenas de milhões de anos, os níveis de dióxido de carbono na atmosfera podem variar devido a perturbações naturais no ciclo.^[10][11][12] De forma mais geral, o ciclo atua como um mecanismo de feedback negativo entre os níveis de dióxido de carbono e as mudanças climáticas.^[6][9] Por exemplo, se o CO₂ se acumula na atmosfera, o efeito estufa aumenta a temperatura da superfície, o que, por sua vez, eleva a taxa de precipitação e o intemperismo de silicatos, removendo carbono da atmosfera. Assim, em escalas de tempo longas, o ciclo carbonato-silicato estabiliza o clima da Terra, sendo por isso chamado de termostato da Terra.^[5][13]

Aspectos do ciclo carbonato-silicato mudaram ao longo da história da Terra devido à evolução biológica e mudanças tectônicas.^[14] Geralmente, a formação de carbonatos superou a de silicatos, removendo dióxido de carbono da atmosfera. A biomineralização de carbonatos próximo ao limite Pré-Cambriano-Cambriano permitiu uma remoção mais eficiente dos produtos de intemperismo do oceano.^[15] Processos biológicos no solo podem aumentar significativamente as taxas de intemperismo.^[16] As plantas produzem ácidos orgânicos que intensificam o intemperismo, secretados por raízes, fungos micorrízicos e pela decomposição microbiana de plantas. A respiração radicular e a oxidação da matéria orgânica do solo também produzem dióxido de carbono, que se converte em ácido carbônico, aumentando o intemperismo.^[17]

Mudanças tectônicas podem induzir alterações no ciclo carbonato-silicato. Por exemplo, o soerguimento de cadeias montanhosas, como o Himalaia e os Andes, é considerado responsável pelo início da Era do Gelo do Cenozoico Tardio [en], devido ao aumento das taxas de intemperismo de silicatos e à redução de dióxido de carbono.^[18] O intemperismo do fundo oceânico está ligado à luminosidade solar e à concentração de dióxido de carbono.^[19] No entanto, modelar a relação entre taxas de desgaseificação, subducção e mudanças no fundo oceânico é desafiador. Dados de proxies, como núcleos de sedimentos para deduzir níveis passados do mar, não são ideais, pois os níveis do mar mudam por fatores além do ajuste do fundo oceânico.^[20] Estudos recentes de modelagem investigaram o papel do intemperismo do fundo oceânico na evolução inicial da vida, mostrando que taxas relativamente rápidas de criação do fundo oceânico reduziram moderadamente os níveis de dióxido de carbono.^[21]

Observações de tempos geológicos profundos indicam que a Terra possui um feedback de intemperismo rochoso relativamente insensível, permitindo grandes oscilações de temperatura. Com cerca do dobro de dióxido de carbono na atmosfera, registros paleoclimáticos mostram temperaturas globais até 5 a 6 °C mais altas que as atuais.^[22] No entanto, outros fatores, como mudanças em forçantes orbitais ou solares, contribuem para as mudanças de temperatura no registro paleoclimático.

As emissões humanas de CO₂ têm aumentado rapidamente em um curto período de tempo.^[23] O excesso de carbono na atmosfera dissolvido na água do mar pode alterar as taxas do ciclo carbonato-silicato. O CO₂ dissolvido pode reagir com a água para formar íons bicarbonato, HCO₃⁻, e íons hidrogênio, H⁺. Esses íons hidrogênio reagem rapidamente com carbonato, CO₃²⁻, produzindo mais íons bicarbonato e reduzindo os íons carbonato disponíveis, o que dificulta a precipitação carbonática.^[24] Em outras palavras, 30% do carbono emitido na atmosfera é absorvido pelos oceanos. Altas concentrações de dióxido de carbono nos oceanos dificultam a precipitação carbonática, produzindo menos CaCO₃. Esse processo, que prejudica organismos construtores de conchas, é chamado de acidificação oceânica.^[25]

Não se deve assumir que o ciclo carbonato-silicato ocorre em todos os planetas terrestres. Ele requer a presença de um ciclo da água, que se rompe na borda interna da zona habitável do Sistema Solar. Mesmo que um planeta comece com água líquida na superfície, se ficar muito quente, sofrerá um efeito estufa descontrolado, perdendo água superficial. Sem chuva, não há intemperismo para produzir ácido carbônico a partir de CO₂ gasoso. Na borda externa, o CO₂ pode condensar, reduzindo o efeito estufa e a temperatura da superfície, colapsando a atmosfera em calotas polares.^[5]

Marte é um exemplo. Localizado na borda da zona habitável, sua superfície é muito fria para água líquida sem efeito estufa. Com uma atmosfera fina, a temperatura média da superfície de Marte é de 210 K (-63 °C). Para explicar feições topográficas semelhantes a canais fluviais, apesar da radiação solar aparentemente insuficiente, alguns sugerem que um ciclo semelhante ao carbonato-silicato da Terra poderia ter existido, similar a uma recuperação de períodos de Terra bola de neve.^[26] Modelos mostram que CO₂ e H₂O gasosos como gases de efeito estufa não poderiam ter mantido Marte quente em sua história inicial, quando o Sol era mais fraco, pois o CO₂ condensaria em nuvens.^[27] Embora nuvens de CO₂ não reflitam como as de água na Terra,^[28] Marte provavelmente não teve um ciclo carbonato-silicato significativo no passado.

Em contrapartida, Vênus, na borda interna da zona habitável, tem uma temperatura média de superfície de 737 K (464 °C). Após perder sua água por fotodissociação e escape de hidrogênio, Vênus parou de remover dióxido de carbono da atmosfera, acumulando-o e sofrendo um efeito estufa descontrolado.

Em exoplanetas com rotação síncrona, a localização do ponto substelar determina a liberação de dióxido de carbono da litosfera.^[29]

• Bomba biológica
• Ciclo do carbono
• Profundidade de compensação dos carbonatos
• Hipótese de Gaia
• Efeito estufa descontrolado
• Terra bola de neve
• Lago Nyos
• Acidificação oceânica
• Paradoxo do jovem Sol fraco

• Understanding the long-term carbon-cycle: Weathering of rocks – a vitally important carbon-sink por John Mason, Skeptical Science