ciclo geochimico del carbonio

 

Il ciclo geochimico regola il trasferimento del carbonio fra litosfera, idrosfera e atmosfera (capacità dei comparti e turnover del carbonio).

L'anidride carbonica presente nell'atmosfera si solubilizza nell'acqua piovana con formazione_dell’acido_carbonico.

L'acido carbonico modifica chimicamente i minerali carbonatici e silicatici (alterazione delle rocce carbonatiche e silicatiche) liberando ioni bicarbonato, ioni calcio e silice che passano in soluzione.

Questi soluti vengono trasportati dai fiumi fino agli oceani (ciclo dell'acqua), dove organismi viventi incorporano in gusci e scheletri gli ioni calcio e bicarbonato, formando nuovamente carbonato di calcio e liberando anidride carbonica.

In tale processo torna all'atmosfera circa la metà dell'anidride carbonica.

Gusci e scheletri, alla morte degli organismi, si depositano (deposizione_dei_carbonati) sui fondali e vengono sepolti da altri sedimenti.

Altri carbonati si depositano per precipitazione diretta dall'acqua.

L'accumulo di questi carbonati produce circa l'80% del carbonio depositato sul fondo oceanico; il rimanente 20% è fornito dalla materia organica morta (seppellimento_di_materia_organica).

I fondali oceanici si espandono e scorrono sotto i continenti trasportando i sedimenti in profondità.

Esposti ad alte temperature e pressioni (metamorfismo_dei_carbonati) i sedimenti liberano, molti milioni di anni più tardi, anidride carbonica, che rientra nell'atmosfera, soprattutto attraverso le eruzioni vulcaniche.

 


Ciclo geochimico del carbonio

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Formazione dell'acido carbonico

A pressione atmosferica l'anidride carbonica è moderatamente solubile nell'acqua, con la quale fornisce una soluzione discretamente acida, grazie alla formazione di acido carbonico, un acido debole:

CO2(aq) + H2O(l) ® H2CO3(aq)

L'acido carbonico si dissocia in ioni solvatati idrogeno e bicarbonato:

H2CO3 + H2O ® H3O+ + HCO3-

Una piccola quantità di HCO3- subisce una seconda dissociazione per formare uno ione idrogeno e uno ione carbonato:

HCO3- + H2O ® H3O+ + CO3--

 

 


Alterazione delle rocce carbonatiche e silicatiche

Gli ioni idrogeno e bicarbonato, che derivano dalla dissociazione dell'acido carbonico, alterano i carbonati e i minerali silicatici.

Reagiscono con i carbonati portando alla formazione di uno ione calcio e di due ioni bicarbonato.

Poiché da carbonati solidi si formano ioni che passano in soluzione, tale reazione viene definita dissoluzione dei carbonati:

CaCO3 + H3O+ + HCO3- ® Ca++ + 2 HCO3- + H2O

Una tipica reazione di alterazione dei silicati è subita dall'ortoclasio, un silicato ricco di potassio, uno dei principali costituenti di molte rocce ignee:

2 KAlSi3O8 + H3O+ + HCO3- ® Al2Si2O5(OH)4 + 4 SiO2 + 2 K+ +CO3--

L'alterazione dei silicati lascia come residuo materiali argillosi.

Gli ioni calcio e bicarbonato (formati dalla dissoluzione dei carbonati), gli ioni potassio e la silice (prodotti dall'alterazione dei silicati) diventano parte del carico disciolto nelle acque superficiali e possono muoversi verso l'oceano.

 

 

 


Deposizione dei carbonati

La precipitazione (o sedimentazione) del carbonato di calcio avviene soprattutto negli oceani ed è dovuta alla combinazione di ioni calcio e bicarbonato liberati durante i processi di alterazione.

Ca++ + 2 HCO3- ® CaCO3 + H2O + CO2

Il calcio precipita circa con la stessa velocità con la quale viene portato dai fiumi negli oceani: perciò la sua concentrazione in soluzione negli oceani non cambia.

La deposizione del carbonato di calcio può essere diretta (deposizione_chimica_dei_carbonati) oppure mediata da organismi (deposizione_biochimica_dei_carbonati).

La sedimentazione di calcare inorganico è ampiamente inferiore a quella prodotta dagli organismi.

 

 


Carbonati

Fra i principali carbonati troviamo:

calcite

CaCO3

magnesite

MgCO3

dolomite

CaMg(CO3)2

siderite

FeCO3

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La calcite, per esempio, è la componente principale delle rocce calcaree, abbondantemente diffuse in varie parti del mondo; entra pure come costituente dei banchi coralliferi e dei gusci degli animali marini.

 

 


Deposizione chimica dei carbonati

Il carbonato si deposita secondo l'equazione di equilibrio seguente:

Ca++ + 2 HCO3- ® CaCO3 + H2O + CO2

CaCO3 coesiste con concentrazioni costanti di ioni calcio e bicarbonato (la reazione precedente è perciò di equilibrio). Se aumenta la concentrazione degli ioni calcio o bicarbonato, precipita carbonato; l'aumento di concentrazione di CO2 favorisce invece la dissoluzione dei carbonati. Altri fattori che influiscono sull'equilibrio sono la pressione e la temperatura.

L'insieme di questi fattori porta alla dissoluzione di calcari nelle acque fredde subpolari e alla sedimentazione calcarea nei mari caldi.

In ambiente oceanico la presenza di altri sali con ioni in comune può spostare questo equilibrio in un senso o nell'altro: acque poco salate sciolgono il carbonato che precipita invece in acque molto salate. Le aree di intensa sedimentazione carbonatica sono in genere ristrette ai mari caldi tropicali e alle piattaforme continentali.

La formazione di carbonati ha un effetto tamponante sul contenuto di anidride carbonica.

 

 


Effetto tamponante sul contenuto di CO2

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Deposizione biochimica dei carbonati

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La deposizione biochimica si realizza per mezzo degli organismi che sottraggono all'acqua il carbonato di calcio necessario per la costruzione dei loro scheletri e dei loro gusci.

Questi organismi sono per esempio alghe del genere Crisomonas, Foraminiferi, Calcispongie, Coralli, Anellidi, Briozoi, Crostacei, Brachiopodi, Echinodermi, Molluschi, cioè un ampio spettro di organismi invertebrati.

 

 


Metamorfismo dei carbonati

Con il passare dei millenni i sedimenti calcarei vengono trasportati ai margini dei continenti dove scorrono al di sotto delle masse continentali, sprofondando all'interno della crosta terrestre.

I sedimenti, mano a mano che scendono in profondità, sono soggetti a condizioni di temperatura e pressione crescenti e il carbonato reagisce con la silice per riformare rocce silicatiche.

CaCO3 + SiO2 ® CaSiO3 + CO2

L'anidride carbonica liberata rientra nell'atmosfera attraverso le dorsali medio-oceaniche o, più violentemente, attraverso le eruzioni vulcaniche che avvengono in prossimità dei margini dei continenti.

 

 


Seppellimento di materia organica

La fotosintesi fissa il carbonio nelle piante e accumula l'energia solare sotto forma di carboidrati; i processi di respirazione e di decomposizione dissipano l'energia. Fra questi processi esiste un equilibrio pressoché perfetto.

Una piccola quantità di materia organica (circa l'1% del totale della biomassa originaria) si deposita però in ambienti poveri di ossigeno (in cui è impossibile la decomposizione completa) e successivamente viene sepolta sotto strati di sedimenti; questi, proteggendola dall'ossidazione, impediscono la restituzione di tutta l'energia accumulata.

Questa seppur piccola percentuale di materia organica sepolta causa un'aggiunta_netta_di_ossigeno nell'atmosfera.

Poco rimane della materia organica antecedente il Cambriano (600 milioni di anni fa); la materia organica prodotta successivamente, sepolta sotto enormi quantità di sedimenti, nel corso dei tempi geologici è stata sottoposta a un ciclo di trasformazioni molto lunghe, che, a seconda della sua durata e intensità, ha prodotto combustibili fossili di vario tipo: carbone, petrolio, kerogene.

 

 


Aggiunta netta di ossigeno

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Se tutti i carboidrati prodotti per fotosintesi venissero consumati, si dovrebbe utilizzare una quantità di ossigeno esattamente uguale a quella ottenuta nella loro formazione.

In effetti una percentuale molto piccola di essi viene trattenuta nei sedimenti e non può perciò venire utilizzata: la conseguenza è che non tutto l'ossigeno prodotto viene riutilizzato e si ha un progressivo, benché piccolo, aumento della quantità di ossigeno nell'atmosfera.

 

 


Carbone

La formazione_del_carbone, per la maggior parte, è iniziata in vaste paludi primordiali, dove la parziale decomposizione di alberi e altre piante morte ha prodotto spessi letti di sostanza organica concentrata, protetta dall'ossidazione, dall'acqua e dal rapido seppellimento.

Il materiale si è trasformato dapprima in torba, una massa scura e porosa di sostanza organica in cui è ancora possibile riconoscere le varie parti delle piante.

Con il procedere del seppellimento e del ciclo di reazioni chimiche, la torba si è trasformata in lignite, un materiale molto tenero.

Un seppellimento profondo e prolungato e temperature elevate hanno provocato la trasformazione della lignite in carbone bituminoso e, in condizioni più spinte, in antracite e litantrace.

Nelle reazioni chimiche responsabili di queste trasformazioni vengono liberati composti gassosi contenenti carbonio, idrogeno, ossigeno, ma contemporaneamente il carbone si arricchisce indirettamente in carbonio.

 

 


Formazione del carbone

Nel disegno compare, in alto, una zona paludosa.

I sedimenti organici provenienti dagli organismi morti della palude, mano a mano che aumenta la profondità del loro seppellimento e perciò anche la pressione e la temperatura cui sono soggetti, subiscono una successione di reazioni chimiche.

Queste reazioni portano ad un sempre maggiore arricchimento in carbonio del materiale (combustibili generati a profondità maggiori hanno perciò una capacità maggiore di fornire energia per combustione, a parità di peso, dato che progressivamente contengono sempre meno acqua e carbonio parzialmente ossidato).

 

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Petrolio

Il petrolio si è originato, per la maggior parte, dal materiale organico dei sedimenti di lagune, estuari, mari interni, bacini marini costieri, in cui l'ossigeno è insufficiente per un'ossidazione completa.

Il processo ha inizio quando la biomassa si deposita sul fondo insieme a minute particelle di minerali, dando origine ad argille e marne ad alto contenuto organico, che prendono il nome di roccia madre.

Le rocce madri, sulle quali si sovrappongono via via grossi spessori di sedimenti geologici successivi, vengono spinte in profondità, perciò verso temperature crescenti.

Ad alcuni chilometri di profondità, a temperature fra gli 80° e i 160°, la materia organica è sottoposta a reazioni chimiche che la trasformano in idrocarburi liquidi o gassosi.

Il tempo necessario a questo processo varia tra i 5 e i 10 milioni di anni per valori termici alti e 100 milioni di anni per valori termici bassi.

Gli idrocarburi, essendo poco densi, tendono a migrare verso strati più alti, raggiungendo spesso la superficie terrestre dove si disperdono.

Per formare accumuli devono rimanere intrappolati in strutture adatte; come strati sedimentari porosi ricoperti o chiusi da rocce impermeabili.

 

 


Kerogene

Si tratta di una miscela solida di composti del carbonio, complessa e di composizione poco nota.

Deriva da materiale sedimentario di origine organica e rappresenta ciò che resta dei tessuti molli di piante ed animali.

Si trova per lo più in argilloscisti chiamati, per questo, scisti bituminosi.

Il termine scisto è in effetti improprio poiché si tratta di argille laminate e non di rocce metamorfiche.

Da questi scisti, per riscaldamento e distillazione, si può ricavare petrolio.

Alcuni di essi possono fornire fino a 560 litri di petrolio per tonnellata, ma, almeno per ora, il procedimento industriale per ottenere petrolio dagli scisti bituminosi è ancora troppo costoso rispetto all'estrazione dai pozzi.

In futuro, quando i pozzi petroliferi tenderanno ad esaurirsi, o se il prezzo del petrolio aumenterà in modo consistente, potrà essere conveniente utilizzarli.

Da stime attuali, la quantità di petrolio contenuto negli scisti dovrebbe essere addirittura superiore a quella di tutto il petrolio già estratto da pozzi.

 

 

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