탄산염-실산염 주기

무기 탄소 순환이라고도 하는 탄산염-실산염 지질화학 순환은 규산염 암석이 풍화 및 침전물에 의해 탄산염 암석으로 장기간 전환되고, 탄산염 암석이 탈바꿈과 화산성에 의해 규산염 암석으로 다시 전환되는 과정을 기술하고 있다.^[1][2][3] 이산화 탄소는 풍화 광물을 매립하는 동안 대기에서 제거되고 화산 활동을 통해 대기 중으로 되돌아온다. 백만 년의 시간 척도에서, 탄산염-규산염 주기는 이산화탄소 수치와 따라서 지구 온도를 조절하기 때문에 지구의 기후를 통제하는 핵심 요인이다.^[3]

하지만 풍화 속도는 얼마나 많은 땅이 노출되는지를 조절하는 요인에 민감하다. 이러한 요인에는 해수면, 지형, 석판학, 식물의 변화 등이 포함된다.^[4] 게다가, 이러한 지형과 화학적 변화는 지구 표면 온도를 결정하기 위해 궤도 변화든 별의 진화든 태양열과 함께 작용했다. 게다가 탄산염-실산염 주기는 희미한 태양 역설에 대한 가능한 해결책으로 여겨져 왔다.^[2][3]

사이클 개요

탄산염-규산염 주기는 긴 시간 동안 이산화탄소 수치에 대한 일차적 제어다.^[3] 생물학적 과정이 광합성을 통해 이산화탄소와 물을 유기 물질과 산소로 전환시키는 유기 탄소 순환도 포함하는 탄소 순환의 한 갈래로 볼 수 있다.^[5]

물리적 및 화학적 프로세스

무기체 순환은 빗물과 기체 이산화탄소에서 나오는 탄소산(HCO₂₃)의 생산으로 시작된다.^[6] 탄산은 약한 산이지만, 오랜 시간 동안 규산염 암석(탄산염 암석뿐만 아니라)을 녹일 수 있다. 지구의 지각은 대부분 규산염으로 이루어져 있다.^[7] 이 물질들은 결과적으로 용해된 이온으로 분해된다. 예를 들어 규산칼슘 CaSiO₃, 즉 월라스토나이트는 이산화탄소와 물과 반응하여 칼슘 이온, Ca²⁺, 중탄산염 이온, HCO₃⁻, 용존 실리카를 산출한다. 이 반응 구조는 칼슘 규산염 광물의 일반적인 규산염 풍화 작용을 나타낸다.^[8] 화학적 경로는 다음과 같다.

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

강 유수는 이러한 생산물을 바다로 운반하는데, 여기에서 해양 석회화 유기체는 Ca와²⁺ HCO를₃⁻ 이용하여 조개껍질과 골격을 형성하는데, 이것은 탄산염 강수라고 불리는 과정이다.

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

규산염 암석 풍화에는 두 개의 CO₂ 분자가 필요하다; 해양 석회화는 한 분자를 대기 중으로 방출한다. 조개껍질과 해골에 함유된 탄산칼슘(CaCO₃)은 해양생물이 죽은 뒤 가라앉아 해저에 퇴적된다.

그 과정의 마지막 단계는 해저의 이동을 포함한다. 전도 구역에서는 탄산염 퇴적물이 묻히고 맨틀에 다시 밀어 넣는다. 몇몇 탄산이 높은 압력과 온도 조건 SiO2과 CaSiO3 이산화 탄소는 내부에서 대기로 화산 활동을 통해 발표되는 이산화 탄소 가스나 소다를 함유하고 있는 자연적 온천 바다, 또는 탄산 온천에서 열의 구멍을 만들기 위해 metamorphically할 수 있는 맨틀 속 깊이 수행될 수 있다. water:

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

이 마지막 단계는 두 번째 CO₂ 분자를 대기로 되돌리고 무기 탄소 예산을 폐쇄한다. 지구상의 모든 탄소의 99.6%(약 100억⁸ 톤의 탄소에 상당함)는 장기 암석 저장소에 격리되어 있다. 그리고 본질적으로 모든 탄소는 탄산염의 형태로 시간을 보냈다. 이와는 대조적으로, 생물권에는 탄소의 0.002%만이 존재한다.^[7]

피드백

화산의 부재나 해수면 상승과 같은 행성 표면의 변화는 풍화 현상에 노출되는 육지 표면의 양을 감소시킬 수 있으며, 이 사이클에서 다른 과정이 일어나는 속도를 변화시킬 수 있다.^[7] 수천만 년에서 수억 년 이상 동안, 대기의 이산화탄소 수치는 순환의^[9][10][11] 자연적인 동요로 인해 달라질 수 있지만, 더 일반적으로, 그것은 이산화탄소 수치와 기후 변화 사이의 결정적인 부정적인 피드백 루프 역할을 한다.^[6][8] 예를 들어 대기 중에 CO가₂ 쌓이면 온실효과가 지표온도를 높이는 역할을 하게 되고, 이는 결국 강우율과 규산염 풍화율을 높여 대기 중의 탄소를 제거하게 된다. 이와 같이 오랜 시간에 걸쳐 탄산염-실산염 주기는 지구의 기후에 안정 효과를 주는 것으로, 이것이 지구온도조절기라고 불려온 이유다.^[5][12]

지구의 역사를 통한 변화

탄산염-규산염 주기의 양상은 생물학적 진화와 지각변동의 결과로 지구 역사를 통해 변화되었다. 일반적으로, 탄산염의 형성은 규산염의 형성을 능가하여 대기 중의 이산화탄소를 효과적으로 제거하였다. Presambrian-Cambrian 경계 부근에 탄산염 생물 분민의 출현으로 바다로부터 풍화 제품을 보다 효율적으로 제거할 수 있었을 것이다.^[13] 토양에서의 생물학적 과정은 풍화율을 크게 증가시킬 수 있다.^[14] 식물은 풍화를 증가시키는 유기산을 생산한다. 이 산들은 미생물 식물의 부패뿐만 아니라 뿌리와 근막균류에 의해 분비된다. 유기질 토양 물질의 뿌리호흡과 산화작용도 이산화탄소를 생성하는데, 이 이산화탄소는 탄산으로 변환되어 풍화작용을 증가시킨다.^[15]

텍토닉스는 탄산염-실산염 주기의 변화를 유도할 수 있다. 예를 들어, 히말라야와 안데스 산맥과 같은 주요 산맥의 상승은 규산염 풍화율의 증가와 이산화탄소의 감소로 인해 후기 신생 빙하시대가 시작되었다고 생각된다.^[16] 해저 날씨는 태양 광도와 이산화탄소 농도와 관련이 있다.^[17] 그러나, 그것은 해저 변화의 관련 비율과 초과 및 전도의 비율을 연관시키려는 모델러들에게 도전 과제를 제시했다. 이러한 질문에는 적절하고 복잡하지 않은 프록시 데이터를 얻기 어렵다. 예를 들어, 과학자들이 과거의 해수면을 추론할 수 있는 침전물 코어는 해수면이 단순한 해저 조정 이상의 결과로 변화하기 때문에 이상적이지 않다.^[18] 최근의 모델링 연구는 비교적 빠른 해수면 생성률이 이산화탄소 수치를 중간 정도까지 끌어내리는데 효과가 있었다는 것을 보여주면서, 생명의 초기 진화에 대한 해수면 풍화 작용의 역할을 조사해왔다.^[19]

소위 깊은 시간의 관찰은 지구가 상대적으로 무감각한 암석 풍화 피드백을 가지고 있다는 것을 나타내며, 이는 큰 온도 변화를 허용한다. 대기 중 이산화탄소가 약 2배 이상 많은 가운데, 엷은 편백질의 기록에 따르면 지구온도는 현재 온도보다 최대 5~6°C 이상 높았다.^[20] 그러나 궤도/태양 강제력의 변화와 같은 다른 요소들은 엷은 기록의 지구 온도 변화에 기여한다.

인간의 CO₂ 배출량은 꾸준히 증가하고 있으며, 이에 따른 지구 시스템의 CO₂ 집중도는 매우 짧은 시간 내에 전례 없는 수준에 도달했다.^[21] 바닷물에 용해되는 대기 중의 과잉 탄소는 탄산염-규산염 주기의 속도를 변화시킬 수 있다. 용존된 CO는₂ 물과 반응하여 중탄산염 이온, HCO₃⁻ 및 수소 이온 H를⁺ 형성할 수 있다. 이러한 수소 이온은 탄산염, CO와₃^2- 빠르게 반응하여 더 많은 중탄산염 이온을 생산하고 사용 가능한 탄산염 이온을 감소시켜 탄산염 강수 과정에 장애를 준다.^[22] 다르게 말하면, 대기 중으로 배출되는 과잉 탄소의 30%는 바다에 의해 흡수된다. 해양에서 높은 농도의 이산화탄소는 탄산염 강수 과정을 반대 방향(왼쪽)으로 밀어내 CaCO를 적게 만든다₃. 조개조성 유기체를 해치는 이 과정을 해양산화라고 한다.^[23]

다른 행성들의 순환은

탄산염-실산염 주기가 모든 지상 행성에 나타날 것이라고 가정해서는 안 된다. 시작하려면 탄산염-규산염 주기가 물 주기의 존재를 요구한다. 따라서 태양계 거주 가능 구역의 안쪽 가장자리에서 분해된다. 어떤 행성이 표면에 액체 상태의 물을 가지고 시작해도, 그것이 너무 따뜻해지면, 그것은 표면의 물을 잃으면서, 폭주하는 온실을 겪게 될 것이다. 필요한 빗물이 없으면 기체 이산화탄소로부터₂ 탄산을 생산하기 위한 풍화작용은 일어나지 않을 것이다. 게다가, 바깥쪽 가장자리에서는 CO가₂ 응축되어 온실효과를 감소시키고 표면온도를 감소시킬 수 있다. 결과적으로, 대기는 극지방으로 붕괴될 것이다.^[5]

화성은 정말 행성이다. 태양계 거주 가능 구역의 가장자리에 위치한 태양계의 표면은 너무 차가워서 온실 효과 없이 액체 상태의 물이 형성될 수 없다. 화성의 평균 표면 온도는 210K(-63°C)이다. 충적 채널과 유사한 지형적 특징을 설명하기 위해, 불충분해 보이는 태양 복사에도 불구하고, 일부 사람들은 지구의 탄산염- 규산염 주기와 유사한 주기가 존재했을 수 있다고 제안했는데, 이는 스노우볼 지구 시기의 후퇴와 유사하다.^[24] 온실가스로 작용하는 기체₂ CO와 HO가₂ 태양빛이 희미했던 초기 역사 동안 화성을 따뜻하게 유지할 수 없었을 것이라는 모델링 연구를 통해 밝혀졌다. 왜냐하면₂ CO는 구름으로 응결되기 때문이다.^[25] CO₂ 구름이 지구상에서 물구름과 같은 방식으로 반사되지 않더라도, 과거에는 탄산염-실산염 주기가 그리 많지 않았을 것이다.^[26]

이와는 대조적으로 금성은 거주 가능 구역의 안쪽 가장자리에 위치하며 평균 표면 온도는 737 K(464 °C)이다. 금성은 광분해와 수소탈출에 의해 수분을 잃은 후 대기 중의 이산화탄소 제거를 중단하고 대신 이산화탄소를 축적하기 시작했으며, 치솟는 온실효과를 경험한다.

간결하게 잠긴 외행성에서는, 하부 성단 지점이 암석권으로부터 이산화탄소를 방출하도록 지시할 것이다.^[27]

참고 항목

• 탄소 순환
• 역방향 풍화
• 데이지월드
• 가이아 가설
• 폭주 온실가스 효과
• 주요 빙하시대
• 스노우볼 어스
• 니오스 호
• 해양 산성화
• 희미한 젊은 태양의 역설

참조

외부 링크

• 장기적인 탄소 순환의 이해: 암석의 풍화 - 존 메이슨, 회의적인 과학에 의한 지극히 중요한 탄소-싱크