Meteorización

El proceso de formación de los sedimentos calcáreos en los fondos oceánicos —que supone una absorción de CO2 atmosférico— comienza con la meteorización continental. La meteorización (weathering) es la desintegración física y química de las rocas debido a la actuación de los elementos meteorológicos: lluvia, viento, cambios térmicos.

En el caso que aquí nos ocupa nos referimos específicamente al ataque de los minerales silicatados, como el CaSiO3 —muy abundante en la superficie terrestre— por el CO2 disuelto en el agua del suelo, en una reacción que puede expresarse de la siguiente forma:

CaSiO3 + 2CO2 + 3H2O = 2HCO3 + Ca + H4SiO4

La fuente del CO2 que entra en la reacción es el propio suelo. Este CO2 proviene en última instancia de la atmósfera, pero pasa a formar parte de la materia orgánica gracias a la fotosíntesis de las plantas y es devuelto al suelo por la descomposición microbiana del humus.

La meteorización de las rocas es por eso más intensa : a) cuanto más CO2 contenga el aire; b) cuanto más humedad haya en el suelo; y c) cuanto más alta sea la temperatura ambiente, ya que todo ello favorece la acción de los hongos y de las bacterias.

Si nos fijamos en la reacción química anterior, vemos que la atmósfera pierde dos moléculas de CO2 por cada molécula de CaSiO3 atacada. El resultado es la formación de dos iones de bicarbonato HCO3 y de un ion de calcio Ca (además del ácido silícico), los cuales, disueltos en el agua de algún río, acabarán en el mar. Allí la precipitación de la calcita soltará una molécula de CO2 (y no dos):

2HCO3 + Ca = CaCO3 + H2O + CO2

Por lo tanto, en el resultado neto de las dos reacciones —meteorización de los silicatos y precipitación de la caliza— la atmósfera pierde una molécula de CO2

La meteorización puede también afectar al carbonato cálcico, CaCO3; por ejemplo, cuando las rocas calizas sedimentarias, quedan a la intemperie debido a un descenso del nivel del mar o a una orogenia que las eleva por encima de él. En este caso, en la reacción de meteorización del CaCO3 la atmósfera sólo pierde una molécula de CO2 :

CaCO3 + CO2 + H2O = Ca + 2HCO3

Sin embargo, en este caso la pérdida queda completamente compensada por la suelta de una molécula de CO2 durante la precipitación de la calcita en el mar.

Son numerosas las especies marinas que construyen caparazones y esqueletos protectores de carbonato cálcico (CaCO3). En la reacción, que no es fotosintética, precipitan iones de calcio (Ca) junto a iones de carbonato (CO3) o de bicarbonato (HCO3).

Ostras, almejas y otros grandes organismos marinos son los ejemplos obvios, pero la mayor parte del carbonato cálcico oceánico es producido por algas microscópicas del fitoplancton (cocolitóforos) y por especies animales del zooplancton (foraminíferos y pterópodos). La calcita, o el aragonito, así formado, constituyen los esqueletos y los caparazones con que se protegen gran parte de los microorganismos que forman el fitoplancton y el zooplancton.

Por contra, las diatomeas, una importante variedad de algas fitoplanctónicas, y los radiolarios, una variedad de zooplancton, construyen caparazones silíceos.

Cuando los organismos marinos calcáreos mueren, o se desprenden de las placas calizas que forman sus caparazones, la calcita cae hacia las profundidades. En el proceso de precipitación de carbono inorgánico, al igual que ocurre con el enterramento de la materia orgánica, la litosfera va restando carbono a los otros reservorios, el mar y el aire. Lo hace a un ritmo global de unos 0,5 PgC (PgC: petagramos de carbono) al año. A lo largo de toda la historia geológica, el carbono así acumulado, contenido en los espesos estratos de rocas calizas, ha creado su mayor reservorio terrestre, del orden de un millón de PgC.

Pero no siempre la calcita alcanza el fondo, pues, a una cierta profundidad, el carbonato cálcico, CaCO3 de nuevo se disuelve en iones Ca y iones CO3.

En esta reacción, inversa a la de la precipitación, se absorbe CO2 disuelto en el agua. Esta disolución de la calcita es debida a razones químicas complejas relacionadas con el incremento en profundidad de la acidez (carga positiva del agua) que requiere más iones de carbonato (de carga eléctrica doblemente negativa) que la neutralicen. El nivel marino en donde la cantidad de CaCO3 que llega de arriba es la misma que la que se disuelve (CCD: carbonate compensation depth) varía según los océanos entre unos 3.000 y unos 5.000 metros de profundidad (ver dibujo). Por eso, en las zonas de fondos más profundos que la CCD, los sedimentos no son calizos sino arcillosos, pues la calcita (o el aragonito, que es otra variedad del carbonato cálcico, pero más soluble) se disuelve antes de tocar el suelo oceánico. Sólo en donde los fondos son menos profundos que la CCD, los caparazones planctónicos se depositan formando barros calcáreos, blancuzcos, cuya posterior compactación y diagénesis forma estratos de roca caliza.