炭酸塩-ケイ酸塩サイクル

炭酸塩-ケイ酸塩地球化学サイクル（無機炭素サイクルとも呼ばれる）は、風化と堆積によるケイ酸塩岩から炭酸塩岩への長期的な変化、および変成作用と火山活動による炭酸塩岩からケイ酸塩岩への再変化を説明するものである。^{[ 1 ] [ 2 ] [ 3 ]}二酸化炭素は風化した鉱物の埋没時に大気から除去され、火山活動によって大気中に戻される。数百万年の時間スケールでは、炭酸塩-ケイ酸塩サイクルは二酸化炭素濃度、ひいては地球の気温を調節するため、地球の気候を制御する重要な要素である。^{[ 3 ]}

風化の速度は、露出する土地の量を変化させる要因に敏感です。これらの要因には、海面、地形、岩石、植生の変化が含まれます。^{[ 4 ]}さらに、これらの地形的および化学的変化は、軌道の変化または恒星の進化による太陽強制と連携して、地球の表面温度を決定してきました。加えて、炭酸塩-ケイ酸塩サイクルは、暗い若い太陽のパラドックスに対する可能な解決策と考えられてきました。^{[ 2 ] [ 3 ]}

炭酸塩-ケイ酸塩サイクルは、長期にわたる二酸化炭素濃度の主要な制御機構である。 ^{[ 3 ]}これは炭素サイクルの枝分かれと見なすことができ、炭素サイクルには、光合成によって二酸化炭素と水を有機物と酸素に変換する生物学的プロセスを含む有機炭素サイクルも含まれる。^{[ 5 ]}

物理的および化学的プロセス

無機サイクルは、雨水と気体二酸化炭素から炭酸（H₂CO₃）が生成されることから始まります_。 [ 6 ]この_プロセス^{により、通常}の雨のpHは約5.6になります。^{[ 7 ]}炭酸は弱酸ですが、長い時間スケールでは、ケイ酸塩岩（および炭酸塩岩）を溶解することができます。地球の地殻（およびマントル）の大部分はケイ酸塩で構成されています。^{[ 8 ]}その結果、これらの物質は溶解したイオンに分解されます。たとえば、ケイ酸カルシウム（CaSiO₃ _）、またはウォラストナイトは、二酸化炭素と水と反応して、カルシウムイオンCa²⁺、重炭酸イオンHCO₃⁻、および溶解したシリカを生成します^。この_反応^構造は、ケイ酸カルシウム鉱物の一般的なケイ酸塩風化を代表するものです。^{[ 9 ]}化学経路は次のとおりです。

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

河川からの流出水はこれらの物質を海に運び、そこで海洋の石灰化生物はCa ²⁺とHCO ₃ ⁻を使って殻や骨格を形成する。この過程は炭酸塩沈殿と呼ばれる。

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

ケイ酸塩岩の風化には2分子のCO₂_が必要であり、海洋石灰化によって1分子が大気中に放出される。貝殻や骨格に含まれる炭酸カルシウム（CaCO₃ _）は、海洋生物が死んだ後に沈降し、海底に堆積する。

このプロセスの最終段階は、海底の移動を伴います。沈み込み帯では、炭酸塩堆積物が埋没し、マントルへと押し戻されます。一部の炭酸塩はマントル深部まで運ばれ、そこで高圧・高温の条件下でSiO₂と変成作用を起こし_、CaSiO₃とCO₂_を形成します。CO₂は火山活動、海洋の熱水噴出孔、または炭酸泉（二酸化炭素ガスや炭酸水を含む天然の泉）を通して、マントル内部から大気中に放出されます。

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

この最終段階では、2番目のCO2分子が大気中に戻され_、無機炭素収支が閉じられます。地球上の全炭素の99.6%（約108億トンの炭素に相当^）は、長期岩石貯留層に隔離されています。そして、実質的にすべての炭素は炭酸塩の形で存在しています。対照的に、生物圏に存在する炭素はわずか0.002%です。^{[ 8 ]}

炭酸塩-ケイ酸塩サイクルの側面は、生物の進化と地殻変動の結果として、地球の歴史を通じて変化してきました。 ^{[ 14 ]}一般的に、炭酸塩の形成はケイ酸塩の形成を上回り、大気から二酸化炭素を効果的に除去してきました。先カンブリア紀-カンブリア紀境界付近での炭酸塩の生物鉱化作用の出現により、海洋からの風化生成物の除去がより効率的に行われたと考えられます。^{[ 15 ]}土壌中の生物学的プロセスは、風化速度を大幅に増加させる可能性があります。^{[ 16 ]}植物は風化を促進する有機酸を生成します。これらの酸は、根や菌根菌、および微生物による植物の分解によって分泌されます。根の呼吸と有機土壌物質の酸化も二酸化炭素を生成し、それが炭酸に変換されて風化を促進します。^{[ 17 ]}

地殻変動は炭酸塩-ケイ酸塩サイクルに変化をもたらす可能性がある。例えば、ヒマラヤ山脈やアンデス山脈などの主要な山脈の隆起は、ケイ酸塩風化速度の増加と二酸化炭素の減少により、新生代後期の氷河期を引き起こしたと考えられている。^{[ 18 ]} 海底の風化は、太陽光度と二酸化炭素濃度の両方に関連している。^{[ 19 ]}しかし、ガス放出速度と沈み込み速度を関連する海底変化速度に関連付けようとしたモデル作成者にとっては課題となった。このような問題に対して、適切で単純な代替データを得ることは難しい。例えば、科学者が過去の海面を推測できる堆積物コアは、海面が海底調整以外の要因によっても変化するため、理想的ではない。^{[ 20 ]}最近のモデリング研究では、生命の初期進化における海底風化の役割が調査され、比較的速い海底形成速度が二酸化炭素レベルを適度に減少させるのに役立ったことが示されている。^{[ 21 ]}

いわゆる深遠な時間の観測によると、地球は岩石風化フィードバックが比較的鈍感であり、大きな温度変動が可能であることが示されています。大気中の二酸化炭素が約2倍あったとき、古気候記録によると、地球の平均気温は 現在よりも5～6℃高かったことが示されています。^{[ 22 ]}しかし、軌道/太陽強制力の変化などの他の要因も、古気候記録における地球の平均気温の変化に寄与しています。

人間の二酸化炭素排出量は_ごく短期間で着実に増加しています。^{[ 23 ]}大気中の過剰な炭素が海水に溶け込むと、炭酸塩-ケイ酸塩サイクルの速度が変化する可能性があります。溶存二酸化炭素は_水と反応して重炭酸イオンHCO3−と水素イオンH+を生成する可能性があります_。^これらの^{水素イオン}は炭酸塩CO32−とすぐに反応して_重炭酸イオンをさらに生成し、利用可能な炭酸イオンを減少させ、炭酸塩沈殿プロセスに障害となります。^{[ 24 ]}言い換えれば、大気中に放出された過剰な炭素の30%は海洋に吸収されます。海洋中の二酸化炭素濃度が高いと、炭酸塩沈殿プロセスが逆方向（左方向）に進み、CaCO3の生成量が減少します_{。このプロセスは貝殻を作る生物に害を及ぼし、}海洋酸性化と呼ばれます。^{[ 25 ]}

炭酸塩-ケイ酸塩サイクルがすべての地球型惑星に現れると考えるべきではない。まず、炭酸塩-ケイ酸塩サイクルは水サイクルの存在を必要とする。そのため、太陽系のハビタブルゾーンの内縁では崩壊する。惑星の表面に液体の水が存在していても、温度が高くなりすぎると暴走温室効果を起こし、表面の水を失う。必要な雨水がなければ、気体の_CO₂から炭酸を生成する風化作用は起こらない。さらに、外縁ではCO₂_が凝縮し、結果として温室効果が低下し、表面温度が低下する可能性がある。その結果、大気は極冠に崩壊するだろう。^{[ 5 ]}

火星はそのような惑星です。太陽系の居住可能領域の端に位置する火星の表面は、温室効果なしには液体の水が形成されるには寒すぎます。薄い大気を持つ火星の平均表面温度は210 K (-63 °C)です。入射する太陽放射が不十分に見えるにもかかわらず、河川の流路に似た地形の特徴を説明しようとする中で、地球の炭酸塩-ケイ酸塩サイクルに似たサイクルが存在した可能性があると示唆する人もいます。これは、スノーボールアースの時期からの後退に似ています。^{[ 26 ]}モデル研究を使用して、温室効果ガスとして作用する気体の CO ₂と H _{2 O は、太陽が弱かった火星の初期の歴史において、CO 2}が凝結して雲になるため、火星を暖かく保つことはできなかったことが示されています。 ^{[ 27 ]} CO _{2 の}雲は地球の水の雲と同じように反射しませんが、^{[ 28 ]}過去に炭酸塩-ケイ酸塩サイクルはほとんどなかったと考えられます。  

対照的に、金星はハビタブルゾーンの内縁部に位置し、平均表面温度は737 K（464 °C）です。光解離と水素の放出によって水を失った後、金星は大気から二酸化炭素を除去するのをやめ、代わりに二酸化炭素を蓄積し始め、暴走温室効果を経験しました。  

潮汐固定された系外惑星では、恒星直下点の位置によって岩石圏からの二酸化炭素の放出が決まる。^{[ 29 ]}

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• 長期的な炭素循環を理解する：岩石の風化 ― 極めて重要な炭素吸収源（ジョン・メイソン著、Skeptical Science掲載）