炭素の地球化学

炭素の地球化学は、地球のシステム内で炭素元素が関与する変化を研究する学問です。この研究は主に有機地球化学ですが、非常に重要な二酸化炭素も含まれます。炭素は生命によって変化し、水域、大気、岩石部分など、地球の主要な相の間を移動します。炭素は、石炭、石油、天然ガスなどの有機鉱物の堆積物の形成に重要です。ほとんどの炭素は大気中を循環して生物になり、その後呼吸されて大気中に戻ります。ただし、炭素循環の重要な部分は、生物が堆積物に閉じ込められることです。その後、石化が起こると、炭素は堆積岩の一部になります。人間の技術、または風化などの自然のプロセス、地下の生物や水は、炭素を堆積岩から大気に戻すことができます。その時点から、炭素は岩石循環で変成岩に変換されるか、火成岩に溶けます。炭素は火山や地殻変動によって地表に戻る。炭素は火山ガスによって大気中に戻る。炭素は圧力を受けてマントル内でダイヤモンドや他の鉱物に変化し、地球の外核にも鉄とともに溶解して存在し、内核にも存在する可能性がある。^[1]

炭素は多種多様な安定した化合物を形成できます。炭素は生物にとって不可欠な成分です。地球上の生物は、温度と液体の水の存在によって制限される限られた範囲内で生きることができます。他の惑星や衛星の潜在的な居住可能性も、液体の水の存在によって評価できます。^[1]

炭素は、岩石圏、水圏、大気圏の合計のわずか0.08％を占めるに過ぎない。しかし、炭素はそこで12番目に多い元素である。岩石圏の岩石では、炭素はカルシウムやマグネシウムを含む炭酸塩鉱物として一般的に存在する。また、石炭、石油、ガスなどの化石燃料としても見られる。天然の炭素は非常に稀で、形成には圧力が必要である。純粋な炭素はグラファイトまたはダイヤモンドとして存在する。^[1]

マントルのような地球の深部は発見が非常に困難です。隆起した岩石、または捕獲岩の形で知られているサンプルはほとんどありません。圧力と温度がはるかに高い状態で残っているものはさらに少ないです。一部のダイヤモンドは、形成されたときの圧力で包有物を保っていますが、表面の温度ははるかに低いです。鉄隕石は小惑星の核のサンプルである可能性がありますが、地球の核とは異なる条件下で形成されたと考えられます。そのため、鉱物または物質を圧縮して加熱し、惑星内部と同様の条件で何が起こるかを調べる実験研究が行われています。

炭素の2つの一般的な同位体は安定しています。地球上では、炭素12、12Cが^圧倒的に多く、98.894%です。炭素13は平均1.106%とはるかに稀少です。この割合はわずかに変化する可能性があり、その値は炭素の起源を示唆する同位体地球化学において重要です。 ^[1]

炭素は、少なくとも太陽と同じ質量の恒星で、3つのヘリウム4原子核の融合によって生成されます。4 ^He + ⁴ He + ⁴ He --> ¹² C。これはトリプルアルファ過程です。太陽と同じ質量の恒星では、炭素12も炭素13に変換され、次に陽子との融合によって窒素14に変換されます。12 ^C + ¹ H --> ¹³ C + e ⁺ . ¹³ C + ¹ H --> ¹⁴ N。より質量の大きい恒星では、2つの炭素原子核がマグネシウムに、または炭素と酸素が硫黄に融合することがあります。^[1]

分子雲では、一酸化炭素や二炭素などの単純な炭素分子が形成される。単純な炭素分子の三水素陽イオンとの反応により、より大きな有機分子を形成するために容易に反応する炭素含有イオンが生じる。イオンとして存在する炭素化合物、または星間物質中の孤立したガス分子は、ダスト粒子上に凝縮することができる。炭素質ダスト粒子は主に炭素からなる。粒子は互いにくっついて、より大きな凝集体を形成することがある。^[1]

隕石と惑星間塵は、太陽系形成当初の固体物質の構成を示しており、形成以来変化していない。炭素質コンドライトは、約5%の炭素化合物を含む隕石である。その構成は、水素や希ガスなどの非常に揮発性の高い元素を除けば、太陽のものと似ている。地球は、隕石などの物質の重力崩壊によって形成されたと考えられている。^[1]

ハディアン紀初期に地球に生じた重要な影響としては、太陽のT-タウリ期における強い太陽風が挙げられる。月形成期の衝突は、地表に大きな変化をもたらした。地球の初期の溶融表面からは、若い揮発性物質が放出された。これには二酸化炭素と一酸化炭素が含まれていた。放出物にはおそらくメタンは含まれていなかったが、地球には分子状酸素は存在しなかったと思われる。後期重爆撃期は 40 億年前から 38 億年前 (Ga) であった。そもそも、地球には現在のような地殻は存在していなかった。現在の形のプレートテクトニクスは、約 25 億年前に始まった。^[1]

水中で形成された初期の堆積岩は38億年前のものである。35億年前の枕状溶岩は海の存在を証明している。初期の生命の証拠はストロマトライトの化石によって示され、後に化学トレーサーによって示された。^[1]

有機物は、惑星間塵（一部の星間粒子も含む）を通じて宇宙から地球に供給され続けています。地球に供給された量は、約4億年前から年間約6万トンでした。^[1]

炭素の生物学的隔離により炭素 12 が濃縮されるため、生物由来の物質には炭素 12 含有量が多くなります。運動同位体効果により、化学反応は軽い同位体でより速く起こり、光合成では炭素 13 よりも軽い炭素 12 がより速く固定されます。また、軽い同位体は生物膜をより速く通過します。炭素 13 の濃縮は、デルタ¹³ C(o/oo) = [( ¹³ C/ ¹² C)サンプル/( ¹³ C/ ¹² C)標準 - 1] * 1000 で測定されます。炭素の一般的な標準は、白亜紀のピーディー層のベレムナイトです。^[1]

複雑な分子、特に炭素を含む分子は、立体異性体の形をとることがあります。非生物的プロセスでは、立体異性体は同じくらいの確率で存在すると予想されますが、炭素質コンドライトではそうではありません。その理由は不明です。^[1]

地球の外側の層である地殻とその外側の層には、約10～^20kgの炭素が含まれています。これは、表面の1平方メートルあたり200トンの炭素に相当する量です。^[2]

堆積岩に加えられる炭素は、炭酸塩、または有機炭素化合物の形をとることがあります。有機炭素は、発生源の量順に、植物プランクトン、植物、細菌、動物プランクトンに由来します。しかし、陸上の堆積物は主に高等植物に由来し、水中の酸素欠乏堆積物の一部は主に細菌である可能性があります。菌類や他の動物は、わずかな寄与をしています。^[3]海洋では、堆積物への有機物の主な寄与者はプランクトンであり、死んだ破片またはマリンスノーと呼ばれる糞便のペレットです。細菌は水柱内でこの物質を分解し、海底まで生き残る量は深さに反比例します。これには、ケイ酸塩と炭酸塩からなるバイオミネラルが伴います。堆積物中の粒子状有機物は、既知の分子の約20％で、分析できない物質の80％です。好気性細菌や菌類も堆積物の酸素の多い表層部分の有機物を消費します。粗粒の堆積物は厚さ約 0.5 メートルまで酸素化されていますが、細粒の粘土は数ミリメートルしか酸素にさらされていない場合があります。酸素化ゾーンの有機物は、そこに十分長く留まると完全に鉱化されます。^[4]

堆積物の深部では酸素が枯渇し、嫌気性生物学的プロセスはより遅い速度で継続する。これには、アンモニウム、リン酸、硫化物イオンを生成する嫌気性鉱化、短鎖アルコール、酸、メチルアミンを生成する発酵、酢酸を生成する酢酸生成、メタンを生成するメタン生成、および硫酸塩、亜硝酸塩、硝酸塩の還元が含まれる。二酸化炭素と水素も生成される。淡水では硫酸塩は通常非常に低いため、メタン生成がより重要になる。しかし、他のバクテリアは他の基質と酸化してメタンを生物物質に戻すことができる。バクテリアは堆積物の深いところに住むことができる。しかし、堆積性有機物は消化できない成分を蓄積する。^[4]

深海細菌は、水素と二酸化炭素を炭素源として利用する岩石栄養生物である可能性がある。 ^[4]

海やその他の水には、多くの有機物が溶解している。これらは平均して数千年前のもので、特に淡水ではゲルブストフ（黄色の物質）と呼ばれている。その多くはタンニンである。ここでの窒素含有物質は、おそらく細菌由来のペプチドグリカン由来のアミドであると思われる。微生物は高分子量の溶解物質を消費するのに苦労するが、小さな分子はすぐに消費する。^[4]

陸地起源の黒色炭素は炭化によって生成される重要な成分である。菌類は土壌中の重要な分解者である。^[4]

タンパク質は通常、酵素やバクテリアがなくてもゆっくりと加水分解され、半減期は460年ですが、乾燥、漬け込み、冷凍すれば保存できます。骨に閉じ込められていることも保存に役立ちます。時間が経つとアミノ酸はラセミ化する傾向があり、官能基の多いアミノ酸はより早く失われます。タンパク質はそれでも100万年のタイムスケールで分解します。DNAは急速に分解し、水中では約4年しか持ちません。セルロースとキチンの半減期は25°の水中で約470万年です。酵素はこれを10 ¹⁷倍に加速することができます。毎年約10 ^{11トンのキチンが生産されていますが、ほとんどすべてが分解されています。 [5]}

リグニンは菌類、白色腐朽菌、褐色腐朽菌によってのみ効率的に分解されます。これらには酸素が必要です。^[5]

脂質は長い時間をかけて脂肪酸に加水分解されます。植物のクチクラワックスは分解が非常に難しく、地質学的に長い期間にわたって生き残る可能性があります。^[5]

一次生産量が多い場合、または堆積物が細粒である場合、堆積物中により多くの有機物が保存されます。酸素の不足は保存に大きく役立ちますが、これもまた有機物の大量供給によって引き起こされます。土壌は通常有機物を保存しないため、酸性化するか湿原のように水に浸す必要があります。急速に埋没すると、物質は酸素のない深さまで到達しますが、有機物は希釈されます。低エネルギー環境は、堆積物がかき混ぜられず、酸素化されることを確実にします。塩性湿地とマングローブはこれらの要件の一部を満たしていますが、海面が上昇しない限り、あまり蓄積する機会はありません。サンゴ礁は非常に生産的ですが、十分に酸素化されており、埋没する前にすべてをリサイクルします。^[5]

枯れたミズゴケには、D-リキソ-5-ヘキソスルホロン酸を含む多糖類であるスファグナンが主な残留物質です。この物質は湿地を非常に酸性にし、細菌が繁殖できないようにします。それだけでなく、この植物は利用可能な窒素がないようにします。ホロセルロースは周囲の消化酵素も吸収します。これらが合わさって、ミズゴケ湿地の下に泥炭が大量に蓄積されます。

地球のマントルは炭素の重要な貯蔵庫です。マントルには地殻、海洋、生物圏、大気圏を合わせたよりも多くの炭素が含まれています。その数値は、おおよそ10 ²²  kgと推定されています。^[2]マントル内の炭素濃度は非常に変動が大きく、異なる部分間で100倍以上も異なります。^{[6] [7]}

炭素の形態は、その酸化状態に依存し、酸化状態は環境の酸素フガシティに依存します。二酸化炭素と炭酸塩は、酸素フガシティが高い場所で見つかります。酸素フガシティが低いと、最初はエクロジャイト、次にペリドタイト、最後に液体の水混合物でダイヤモンドが形成されます。酸素フガシティがさらに低いと、メタンは水と接触して安定し、さらに低いと、金属鉄とニッケルが炭化物とともに形成されます。鉄炭化物には、Fe ₃ CとFe ₇ C ₃が含まれます。^[8]

炭素を含む鉱物には方解石とその高密度多形体がある。その他の重要な炭素鉱物には炭酸マグネシウムと鉄がある。ドロマイトは深さ 100 km より上では安定している。100 km より下では、ドロマイトは斜方輝石 (ペリドタイトに含まれる) と反応してマグネサイト(炭酸鉄マグネシウム) を生成する。^{[2]深さ 200 km より下では、二酸化炭素は第一鉄 (Fe 2+} )によって還元され、ダイヤモンドと第二鉄 (Fe ³⁺ ) が形成される。さらに深いところでは、圧力によって鉄鉱物が不均化され、より多くの第二鉄と金属鉄が生成される。金属鉄は炭素と結合して、化学式 Fe ₃ C の鉱物コヘナイトを形成する。コヘナイトには鉄の代わりにニッケルも含まれる。この形態または炭素は「炭化物」と呼ばれる。^[9]ダイヤモンドは深さ150km以下のマントルで形成されますが、非常に耐久性が高いため、キンバーライト、ランプロアイト、または超塩基性ランプロファイアとして地表に噴出しても生き残ることができます。^[8]

捕獲岩はマントルから発生することがあり、異なる組成は異なる深さから発生します。90 km (3.2 GPa) を超えるとスピネルペリドタイトが発生し、その下にはガーネットペリドタイトが見つかります。^[2]

ダイヤモンドに閉じ込められた包有物から、マントルのさらに深いところにある物質や状態が明らかになる。大きな宝石ダイヤモンドは通常、マントルの遷移層部分（深さ410～660 km）で形成され、鉄・ニッケル・炭素の溶融溶液から結晶化する。この溶融溶液には硫黄や微量の水素、クロム、リン、酸素も含まれる。炭素原子は溶融物の約12%（質量で約3%）を占める。結晶化した金属溶融物の包有物がダイヤモンドに含まれることもある。ダイヤモンドは、圧力を増大させたり硫黄を加えたりすることで、液体金属から沈殿させることができる。^[10]

マントルの結晶に含まれる流体包有物には、ほとんどの場合液体二酸化炭素が含まれていますが、硫化炭素、メタン、一酸化炭素も含まれています^[6]

物質は地殻からの沈み込みによって追加されます。これには石灰岩や石炭などの主要な炭素含有堆積物が含まれます。毎年2×10 ¹¹  kgのCO ₂が沈み込みによって地殻からマントルへ移動します。（1秒あたり1700トンの炭素）。^[2]

湧昇するマントル物質は、中央海嶺の地殻に加わる可能性がある。流体はマントルから炭素を抽出し、火山を噴火させる可能性がある。深さ330 kmでは、二酸化炭素と水からなる液体が形成される可能性がある。これは非常に腐食性があり、固体マントルから不適合な元素を溶解する。これらの元素には、ウラン、トリウム、カリウム、ヘリウム、アルゴンなどがある。その後、流体はメタソマティズムを引き起こしたり、カーボナタイト噴火で地表まで広がったりする可能性がある。^[11]中央海嶺とホットスポットの火山からの二酸化炭素の総排出量は、沈み込みによる損失と一致し、年間2×10 ¹¹  kgのCO _{2である。} ^[2]

ゆっくり対流するマントル岩石では、ゆっくりと150kmを超えて上昇したダイヤモンドはゆっくりとグラファイトに変化したり、二酸化炭素や炭酸塩鉱物に酸化されます。^[8]

地球の核は主に鉄とニッケルの合金であると考えられている。密度から、より軽い元素もかなり含まれていることが分かる。水素などの元素は地球の核では安定しているが、核の形成時の条件はそれを含めるのに適していない。炭素は核の成分である可能性が高い。^[12]炭素同位体¹² Cが金属核の形成中に優先的に分配されることで、地球の表面とマントルに他の太陽系の天体と比較して¹³ Cが多いように見える理由を説明できるかもしれない（-20‰に対して-5‰）。この違いは、核の炭素比率の値を予測するのにも役立つ可能性がある。^[12]

外核の密度は約11 cm ⁻³、質量は1.3×10 ²⁴ kgです。およそ10 ²² kgの炭素が含まれています。液体鉄に溶解した炭素は、他の元素の溶解に影響を与えます。溶解した炭素は、親鉄性から親石性に変化します。これはタングステンとモリブデンに対して逆の効果をもたらし、より多くのタングステンまたはモリブデンが金属相に溶解するようになります。^[12]太陽系と比較して岩石中のこれらの元素の測定量は、核の炭素組成が0.6%であることで説明できます。^[12]

内核の半径は約 1221 km です。密度は 13 g cm ⁻³、総質量は 9×10 ²²  kg、表面積は 18,000,000 平方キロメートルです。圧力と温度の下で混合物を用いた実験により、内核と外核の既知の特性を再現しようと試みられます。炭化物は溶融金属混合物から最初に沈殿するものの 1 つであるため、内核は主に鉄炭化物、つまり Fe7C3 またはFe ₃ Cであると考えられます。^[12]大気圧 (100 kPa) では、鉄-Fe ₃ C 共晶点は炭素 4.1% です。この割合は圧力が約 50 GPa まで増加すると減少します。その圧力を超えると、共晶点の炭素の割合が増加します。^[12]内核の圧力は、地球の中心で 330 GPa から 360 GPa の範囲です。内核表面の温度は約 6000 K です。内核の物質は、その圧力と温度で安定していて、外核の液体よりも密度が高くなければなりません。外挿により、Fe ₃ C または Fe ₇ C ₃のいずれかが要件を満たすことが示されています。^[12] Fe ₇ C ₃は 8.4% の炭素を含み、Fe ₃ C は 6.7% の炭素を含みます。内核は 1 年に約 1 mm 成長しており、1 年に約 18 立方キロメートル追加されています。これは、毎年約 18×10 ¹² kg の炭素が内核に追加されていることになります。内核には約 8×10 ²¹  kg の炭素が含まれています。

地球深部にある天然の炭素含有物質の運命を決定するために、高圧や高温が加えられたときに何が起こるかを調べる実験が行われてきました。そのような物質には、二酸化炭素、一酸化炭素、グラファイト、メタン、ベンゼンなどの炭化水素、二酸化炭素と水の混合物、方解石、炭酸マグネシウム、炭酸鉄などの炭酸塩鉱物が含まれます。超高圧下では、炭素はダイヤモンドなどのsp ³化合物に見られる4つ、または炭酸塩に見られる3つよりも高い配位数を取る可能性があります。おそらく炭素はケイ酸塩に置換するか、シリコンオキシカーバイドを形成する可能性があります。^[13]炭化物も可能かもしれません。^[14]

15GPaではグラファイトは硬くて透明な形に変化しますが、これはダイヤモンドではありません。ダイヤモンドは圧力に対して非常に耐性がありますが、約1TPa（1000GPa）でBC-8の形に変化します。^[14]しかし、これらの条件は地球上には存在しません。

実験では高圧鉄ケイ酸塩の酸素フガシティがはるかに低いことが示されているため、炭化物はマントルの下層に存在する可能性が高いと予測されています。コヘナイトは187GPa以上でも安定していますが、内核ではより密度の高い斜方晶系 Cmcm形態をとると予測されています。 ^[14]

0.3 GPaの圧力下では、二酸化炭素はドライアイスと同じ形で室温で安定しています。0.5 GPaを超えると、二酸化炭素は分子を含むさまざまな固体形態を形成します。40 GPaを超える圧力と高温では、二酸化炭素はCO _{4四面体を含む共有結合固体を形成し、β-}クリストバライトと同じ構造を持ちます。これは相VまたはCO _{2 -Vと呼ばれます。CO 2} -Vが高温またはより高い圧力にさらされると、実験では分解してダイヤモンドと酸素を形成することが示されています。マントルでは、地熱により、二酸化炭素は33 GPaの圧力までは液体であり、その後43 GPaまで固体のCO ₂ -V形態をとり、それより深くではダイヤモンドと流体の酸素になります。^[14]

高圧一酸化炭素は高エネルギーポリカルボニル共有結合固体を形成するが、地球内部に存在するとは考えられていない。^[14]

25℃で1.59GPaの圧力下では、メタンは立方体の固体に変わります。分子は回転無秩序です。しかし、5.25GPaを超えると、分子は所定の位置に固定され、回転できなくなります。高圧下の他の炭化水素はほとんど研究されていません。^[14]

方解石は、1.5 GPa および 2.2 GPa の圧力で方解石 II および方解石 III に変化します。菱鉄鉱は 10 GPa で 1800 K で化学変化を起こし、 Fe ₄ O ₅を形成します。ドロマイトは 7 GPa および 1000 °C 未満で分解し、アラゴナイトとマグネサイトを生成します。ただし、鉄を含むドロマイトの中には、より高い圧力と温度で安定する形態もあります。130 GPa を超えると、アラゴナイトはC 222 ₁構造の共有結合ネットワークで、 SP ³四面体結合炭素に変換されます。マグネサイトは80GPaまで耐えられるが、100GPa以上（深さ1800km）ではCO4四面体（C3O96−）の3員環に変化する_。この鉱物_に鉄が含まれている場合、これらの圧力では磁鉄鉱とダイヤモンドに変化する。SP3炭素を含む溶融炭酸塩は^非常に_粘性が高いと予測される。^[14]

スパルライトやティレイライトなど、ケイ酸塩と炭酸塩の両方を含む鉱物もいくつか存在する。しかし、高圧形態は研究されていない。炭酸ケイ素を作る試みはあった。^[14 ]炭酸塩と混ざった6配位ケイ酸塩は地球上には存在しないはずだが、より質量の大きい惑星には存在するかもしれない。^[14]

• 炭素ベースの生命
• 炭素源（生物学）
• 細胞生物学
• CHONPS は、生物に最も多く含まれる元素の順序を表す頭字語です。炭素、水素、酸素、窒素、リン、硫黄です。

• プランク、テリー;マニング、クレイグ E. (2019 年 10 月 17 日)。「沈み込む炭素」。ネイチャー。574 (7778): 343–352。Bibcode :2019Natur.574..343P。doi :10.1038/s41586-019-1643-z。PMID 31619791  。