Биогенный кремнезем

Биогенный кремнезем (bSi), также называемый опалом , биогенным опалом или аморфным опаловым кремнеземом , образует один из наиболее распространенных биогенных минералов . Например, микроскопические частицы кремнезема, называемые фитолитами, можно найти в травах и других растениях.

Кремнезем представляет собой аморфный оксид металлоида, образующийся в результате сложных неорганической полимеризации процессов . Это отличается от других основных биогенных минералов, включая карбонат и фосфат , которые встречаются в природе в виде кристаллических ионно-ковалентных твердых веществ (например, солей которых ), осаждение диктуется равновесием растворимости . ^[1] С химической точки зрения bSi представляет собой гидратированный кремнезем (SiO ₂ · n H ₂ O), который необходим многим растениям и животным.

Диатомовые водоросли как в пресной, так и в соленой воде извлекают из воды растворенный кремнезем и используют его в качестве компонента своих клеточных стенок. Аналогичным образом некоторые голопланктонные простейшие ( радилярии ), некоторые губки и некоторые растения ( фитолиты листьев ) используют кремний в качестве структурного материала. Известно, что кремний необходим цыплятам и крысам для роста и развития скелета. человека Кремний содержится в соединительных тканях , костях , зубах , коже , глазах , железах и органах .

Кремнезем в морской среде

Силикат , или кремниевая кислота (H ₄ SiO ₄ ), является важным питательным веществом в океане. В отличие от других основных питательных веществ, таких как фосфат , нитрат или аммоний , которые необходимы почти всему морскому планктону , силикат является важным химическим компонентом очень специфической биоты , включая диатомовые водоросли , радиолярии , силикофлагелляты и кремнистые губки . Эти организмы извлекают растворенный силикат из поверхностных вод открытого океана для накопления дисперсного кремнезема (SiO ₂ ) или опалина в скелетных структурах (т.е. твердых частях биоты). ^[2]^[3] Некоторые из наиболее распространенных кремниевых структур, наблюдаемых на поверхности клеток организмов, секретирующих кремнезем, включают: спикулы, чешуйки, твердые пластинки, гранулы, панцири и другие сложные геометрические формы, в зависимости от рассматриваемого вида. ^[4]

Морские источники кремнезема

Можно выделить пять основных источников растворенного кремнезема в морской среде: ^[3]

Речной приток растворенного кремнезема в океаны: 4,2 ± 0,8 × 10. ¹⁴ г SiO ₂ года ⁻¹
Подводный вулканизм и связанные с ним гидротермальные эманации: 1,9 ± 1,0 × 10. ¹⁴ г SiO ₂ года ⁻¹
Ледниковое выветривание : 2 × 10 ¹² г SiO ₂ года ⁻¹
Низкотемпературное подводное выветривание океанических базальтов
Некоторое количество кремнезема может также выходить из обогащенных кремнеземом поровых вод пелагических отложений на морском дне.

После гибели организма часть кремниевого скелетного материала растворяется , оседая в толще воды , обогащая глубокие воды растворенным кремнеземом. ^[3] Некоторые из кремнистых чешуек также могут сохраняться с течением времени в виде микроокаменелостей в глубоководных отложениях , открывая окно в современные и древние планктона / протистов сообщества . Этот биологический процесс, по крайней мере, с раннего палеозоя , регулировал баланс кремнезема в океане. ^[4]

Радиолярии ( кембрий / ордовик - голоцен ), диатомовые водоросли ( мел - голоцен ) и кремнефлагелляты ( мел - голоцен ) вносят основной вклад в глобальный биогенный цикл кремнезема на протяжении всего геологического времени . Диатомовые водоросли составляют 43% первичной продукции океана и ответственны за большую часть добычи кремнезема из океанских вод в современном океане на протяжении большей части последних пятидесяти миллионов лет. Напротив, океаны юрского и более древнего возраста характеризовались радиоляриями как основными типами, использующими кремнезем. ^[2] В настоящее время радиолярии являются вторыми (после диатомей) крупными продуцентами взвешенного аморфного кремнезема в водах океана. Их распространение колеблется от Арктики до Антарктики , наиболее распространено в экваториальной зоне. В экваториальных водах Тихого океана , например, можно наблюдать около 16 000 особей на кубический метр. ^[4]

Кремнеземный цикл

В последнее десятилетие кремниевый цикл все больше привлекает научное внимание по нескольким причинам:

Во-первых , широко распространено мнение, что в современном морском цикле кремнезема доминируют диатомовые водоросли, которые фиксируют и экспортируют твердые частицы (включая органический углерод ) из эвфотической зоны в глубокие глубины океана посредством процесса, известного как биологический насос . В результате диатомовые водоросли и другие организмы, выделяющие кремнезем, играют решающую роль в глобальном углеродном цикле и обладают способностью влиять на в атмосфере концентрацию CO ₂ в различных временных масштабах, связывая CO ₂ в океане. Эта связь между биогенным кремнеземом и органическим углеродом, а также значительно более высокий потенциал сохранности биогенных кремнистых соединений по сравнению с органическим углеродом делают записи накопления опалов очень интересными для палеоокеанографии и палеоклиматологии .

Во-вторых , накопление биогенного кремнезема на морском дне содержит много информации о том, где в океане происходило экспортное производство в масштабах времени от сотен до миллионов лет. По этой причине записи об отложениях опалов предоставляют ценную информацию о крупномасштабных океанографических реорганизациях в геологическом прошлом, а также о палеопродуктивности.

В-третьих , среднее время пребывания силикатов в океане составляет примерно 10 000–15 000 лет. Такое относительно короткое время пребывания делает концентрации и потоки океанических силикатов чувствительными к ледниковым / межледниковым возмущениям и, таким образом, является отличным показателем для оценки изменений климата. ^[3]^[5]

Все чаще изотопные соотношения кислорода ( O ¹⁸:THE ¹⁶) и кремний (Si ³⁰:И ²⁸) анализируются на основе биогенного кремнезема, сохранившегося в озерных и морских отложениях, с целью получения данных о прошлых изменениях климата и круговороте питательных веществ (De La Rocha, 2006; Leng and Barker, 2006). Это особенно ценный подход, учитывая роль диатомовых водорослей в глобальном круговороте углерода. Кроме того, изотопный анализ BSi полезен для отслеживания прошлых изменений климата в таких регионах, как Южный океан мало биогенных карбонатов , где сохранилось .

Морские кварцевые раковины

Кремнистый ил

Остатки диатомей и других организмов, использующих кремнезем, встречаются в виде опаловых отложений в пелагических глубоководных отложениях. Пелагические отложения , содержащие значительные количества кремнистых биогенных остатков, принято называть кремнистым илом . Кремнистые илы особенно распространены в современном океане в высоких широтах северного и южного полушарий. Яркой особенностью распространения кремнистого ила является то, что ок. Пояс шириной 200 км, протянувшийся через Южный океан . Некоторые экваториальные районы апвеллинга , где питательные вещества обильны и продуктивность высока, также характеризуются местными кремнистыми илами. ^[2]

Кремнистые илы состоят преимущественно из остатков диатомей и радиолярий, но могут включать и другие кремнистые организмы, например силикофлагелляты и губок спикулы . Диатомовые илы встречаются преимущественно в высокоширотных районах и вдоль некоторых окраин континентов, тогда как радиоляриевые илы более характерны для экваториальных областей. Кремнистые илы видоизменяются и превращаются при погребении в слоистые кремни . ^[2]

Отложения Южного океана

Отложения Южного океана являются основным поглотителем биогенного кремнезема (50-75% общего содержания в океане 4,5 × 10 ¹⁴ г SiO ₂ года ⁻¹; DeMaster, 1981), но является лишь незначительным поглотителем органического углерода (<1% океанического 2 × 10 ¹⁴ г органического C год ⁻¹). Столь относительно высокие темпы накопления биогенного кремнезема в отложениях Южного океана (преимущественно под Полярным фронтом) по отношению к органическому углероду (60:1 по массе) обусловлены преимущественным сохранением биогенного кремнезема в водной толще Антарктики.

В отличие от того, что считалось ранее, эти высокие темпы накопления биогенного кремнезема не являются результатом высоких темпов первичной продукции . Биологическое производство в Южном океане сильно ограничено из-за низкого уровня радиации в сочетании с глубокими перемешанными слоями и/или ограниченным количеством микроэлементов , таких как железо . ^[6]

Это предпочтительное сохранение биогенного кремнезема по сравнению с органическим углеродом проявляется в постоянно увеличивающемся соотношении кремнезема/органического углерода в зависимости от глубины в толще воды. Около тридцати пяти процентов биогенного кремнезема, образующегося в эвфотической зоне, переживает растворение в поверхностном слое; тогда как только 4% органического углерода избегает микробного разложения в этих приповерхностных водах.

Следовательно, во время осаждения через толщу воды происходит значительное разделение органического углерода и кремнезема. Накопление биогенного кремнезема на морском дне составляет 12% поверхностной продукции, тогда как скорость накопления органического углерода на морском дне составляет лишь <0,5% поверхностной продукции. В результате на полярные отложения приходится большая часть накопления биогенного кремнезема в океане, но лишь небольшое количество осадочного потока органического углерода. ^[6]

Влияние океанической циркуляции на поглотители кремнезема

Крупномасштабная океаническая циркуляция оказывает прямое влияние на отложение опалов . Циркуляции в Тихом океане (характеризуются бедными питательными веществами поверхностными водами и глубокими водами, богатыми питательными веществами) и Атлантическом океане способствуют производству / сохранению кремнезема и карбоната соответственно. Например, отношения Si/N и Si/P увеличиваются от Атлантики к Тихому и Южному океану, отдавая предпочтение производителям опалов, а не карбонатов . Следовательно, современная конфигурация крупномасштабной океанической циркуляции привела к локализации основных зон захоронения опалов в экваториальной части Тихого океана, в системах апвеллинга восточных пограничных течений и, что наиболее важно, в Южном океане. ^[5]

Тихий и Южный океаны

В водах современного Тихого и Южного океана обычно наблюдается увеличение отношения Si/N на средней глубине, что приводит к увеличению экспорта опалов (~увеличению производства опалов). В Южном океане и северной части Тихого океана эта зависимость между экспортом опала и соотношением Si/N меняется с линейной на экспоненциальную для отношений Si/N, превышающих 2. Это постепенное увеличение важности силиката (Si) по сравнению с азотом (N) привело к огромные последствия для биологического производства океана. Изменение соотношения питательных веществ способствует выбору диатомовых водорослей в качестве основных производителей по сравнению с другими (например, кальцифицирующими) организмами. Например, эксперименты на микромире показали, что диатомовые водоросли являются суперконкурентами DSi и доминируют над другими производителями с DSi выше 2 мкМ. Следовательно, будет предпочтительнее экспорт опала, а не карбоната, что приведет к увеличению производства опала. Южный океан и северная часть Тихого океана также демонстрируют максимальное соотношение биогенных силикатов к _{органическим} потокам C и, таким образом, заключаются в обогащении биогенными силикатами по сравнению с C. _{органический} экспортный поток. Такое совокупное увеличение сохранности и экспорта опалов делает Южный океан сегодня самым важным поглотителем для DSi. ^[5]

Атлантический океан

В Атлантическом океане промежуточные и глубокие воды характеризуются меньшим содержанием DSi по сравнению с современными Тихим и Южным океаном. Эта более низкая разница в DSi между бассейнами приводит к снижению потенциала сохранности опала в Атлантике по сравнению с его аналогами в Тихом и Южном океане. В водах, обедненных Атлантическим DSi, наблюдается тенденция к образованию относительно менее окремненных организмов, что сильно влияет на сохранность их панцирей . Этот механизм лучше всего иллюстрируется при сравнении систем апвеллинга Перу и северо-западной Африки. Соотношение растворение /производство при атлантическом апвеллинге намного выше, чем при тихоокеанском апвеллинге. Это связано с тем, что воды прибрежного апвеллинга значительно богаче DSi у берегов Перу, чем у северо-западной Африки. ^[5]

Морской биогенный баланс кремнезема

Реки и подводные гидротермальные излучения поставляют 6,1 × 10 ¹⁴ г SiO ₂ года ⁻¹ к морской среде. Примерно две трети этого поступления кремнезема хранится на окраинах континентов и в глубоководных отложениях. Кремнистые глубоководные отложения, расположенные под Антарктической конвергенцией ( зоной конвергенции ), содержат около 25% кремнезема, поступающего в океаны (т.е. 1,6 × 10 ¹⁴ г SiO ₂ года ⁻¹) и, следовательно, образуют один из крупнейших поглотителей кремнезема на Земле. Самые высокие скорости накопления биогенного кремнезема в этом районе наблюдаются в Южной Атлантике, их значения достигают 53 см·тысяч лет. ⁻¹ в течение последних 18 000 лет. Кроме того, обширное накопление биогенного кремнезема зарегистрировано в глубоководных отложениях Берингова моря , Охотского моря и субарктической северной части Тихого океана . Суммарные скорости накопления биогенного кремнезема в этих регионах составляют около 0,6 × 10 ¹⁴ г SiO ₂ года ⁻¹, что эквивалентно 10% растворенного кремнезема, поступающего в океаны.

Континентальные окраинные районы апвеллинга, такие как Калифорнийский залив , побережье Перу и Чили, характеризуются одними из самых высоких темпов накопления биогенного кремнезема в мире. Например, скорость накопления биогенного кремнезема составляет 69 г SiO ₂ /см. ²/kyr были зарегистрированы в Калифорнийском заливе. Из-за ограниченного по латерали характера этих зон быстрого биогенного накопления кремнезема только на области апвеллинга приходится около 5% растворенного кремнезема, поступающего в океаны. Наконец, в обширных глубоководных отложениях Атлантического, Индийского и Тихого океанов наблюдаются чрезвычайно низкие темпы накопления биогенного кремнезема, что делает эти океаны незначительными для глобального баланса морского кремнезема. ^[7]

Производство биогенного кремнезема

Среднесуточный курс BSi сильно зависит от региона:

Прибрежный апвеллинг : 46 ммоль.м. ⁻².д ⁻¹
Субарктическая часть Тихого океана: 18 ммоль·м. ⁻².д ⁻¹
Южный океан: 3–38 ммоль·м. ⁻².д ⁻¹
срединно-океанические круговороты : 0,2–1,6 ммоль·м. ⁻².д ⁻¹

Аналогичным образом, интегрированное годовое производство BSi сильно зависит от региона:

Прибрежный апвеллинг: 3 × 10 ¹² моль ⁻¹
Субарктическая часть Тихого океана: 8 × 10 ¹² моль ⁻¹
Южный океан: 17–37 × 10 ¹² моль ⁻¹
срединно-океанические круговороты: 26 × 10 ¹² моль ⁻¹

Производство BSi контролируется:

Однако наличие растворенного кремнезема , константа полунасыщения Kμ для роста, ограниченного кремнием, ниже, чем Ks для поглощения кремния.
Наличие света: нет требований к прямому освещению; поглощение кремния на 2-кратной глубине фотосинтеза ; Поглощение кремния продолжается ночью, но клетки должны активно расти.
Доступность микроэлементов .

Растворение биогенного кремнезема

Растворение BSi контролируется:

Термодинамика растворимости : Температура (от 0 до 25 °C – 50- кратное увеличение).
Скорость погружения : Структура пищевой сети — травоядные, фекальные гранулы, выброшенные кормовые структуры. Агрегация — быстрый транспорт.
Бактериальная деградация ( органического матрикса Бидл и Азам, 1999).

Биогенная консервация кремнезема

Сохранность BSi измеряется:

Скорость седиментации, в основном отстойники (Хондзё);
бентоса Скорость реминерализации («рециклинг»), камера донного потока (Берельсон);
Концентрация BSi в отложениях, химическое выщелачивание в щелочном растворе , зависит от конкретного участка, необходимо различать литогенный и биогенный Si, дифракция рентгеновских лучей .

Сохранность BSi контролируется:

Скорость седиментации;
Концентрация растворенного кремнезема в поровой воде : насыщение 1100 мкмоль/л;
Поверхностные покрытия: растворенный Al изменяет растворимость осажденных частиц биогенного кремнезема, растворенный кремнезем также может осаждаться с Al в виде глины или покрытий Al-Si.

Опалиновый кремнезем на Марсе

В кратере Гусева на Марсе марсоход Spirit случайно обнаружил опаловый кремнезем. Одно из его колес ранее было обездвижено и, таким образом, фактически врезалось в марсианский реголит , пока тот тащился за перемещающимся марсоходом. Более поздний анализ показал, что кремнезем свидетельствует о гидротермальных условиях. ^[8]

См. также

Ссылки

^ Корадин Т., Лопес П.Дж. (2003). «Создание биогенного кремнезема: простая химия или тонкая биология?» ХимБиоХим 3: 1-9.
^ Jump up to: ^а ^б ^с ^д Боггс, С. (2005). «Принципы седиментологии и стратиграфии (4-е издание)». Pearson Education, Inc, 662 стр.
^ Jump up to: ^а ^б ^с ^д ДеМастер, ди-джей (1981). «Поставка и накопление кремнезема в морской среде». Geochimica et Cosmochimica Acta 45: 1715–1732.
^ Jump up to: ^а ^б ^с Эрлих и др. (2010). «Современные взгляды на десилицирование: растворение биокремнезема и абиотического кремнезема в естественной и искусственной среде». хим. Откр. 110: 4656-4689.
^ Jump up to: ^а ^б ^с ^д Кортезе Г., Жерсонд Р. (2004). «Сдвиги осадконакопления опалов в Мировом океане за последние 15 млн лет». Письма о Земле и планетарной науке 224: 509–527.
^ Jump up to: ^а ^б ДеМастер, Д. (1992). «Круговорот и накопление биогенного кремнезема и органических веществ в высоких широтах: море Росса». Океанография 5(3): 147-153.
^ ДеМастер, ди-джей (2002). «Накопление и круговорот биогенного кремнезема в Южном океане: новый взгляд на баланс морского кремнезема». Глубоководные исследования, часть II 49: 3155-3167
^ [1] Рафф, SW и др. (2011). «Характеристики, распределение, происхождение и значение опалового кремнезема, наблюдаемого марсоходом Spirit в кратере Гусева на Марсе». Дж. Геофиз. Рез., 116, E00F23.

Бжезинский, Массачусетс (1985). «Соотношение Si:C:N морских диатомей: межвидовая изменчивость и влияние некоторых переменных окружающей среды». Журнал Phycology 21 (3): 347-357.
Де Ла Роча, CL (2006). «Основные данные о палеоэкологических условиях на основе опала». Глобальные биогеохимические циклы 20. дои : 10.1029/2005GB002664 .
Дагдейл, Р.К. и Ф.П. Вилкерсон (1998). «Силикатное регулирование новой продукции в экваториальном тихоокеанском апвеллинге». Природа 391(6664): 270.
Дагдейл, Р.К., Ф.П. Вилкерсон и др. (1995). «Роль силикатного насоса в стимулировании нового производства». Глубоководные исследования I 42 (5): 697-719.
Ленг, М.Дж. и Баркер, Пенсильвания (2006). «Обзор изотопного состава кислорода озерного диатомового кремнезема для реконструкции палеоклимата». Обзоры наук о Земле 75:5-27.
Рагено О., П. Трегер и др. (2000). «Обзор цикла кремния в современном океане: недавний прогресс и недостающие пробелы в применении биогенного опала в качестве показателя палеопродуктивности». Глобальные и планетарные изменения 26: 317-365.
Такеда, С. (1998). «Влияние доступности железа на соотношение потребления питательных веществ диатомовыми водорослями в океанических водах». Природа 393: 774-777.
Вернер, Д. (1977). Биология диатомей. Беркли и Лос-Анджелес, Калифорнийский университет Press.

[1] Корадин Т., Лопес П.Дж. (2003). «Создание биогенного кремнезема: простая химия или тонкая биология?» ХимБиоХим 3: 1-9.

[Boggs-2] Jump up to: ^а ^б ^с ^д Боггс, С. (2005). «Принципы седиментологии и стратиграфии (4-е издание)». Pearson Education, Inc, 662 стр.

[DM1981-3] Jump up to: ^а ^б ^с ^д ДеМастер, ди-джей (1981). «Поставка и накопление кремнезема в морской среде». Geochimica et Cosmochimica Acta 45: 1715–1732.

[Ehrlich-4] Jump up to: ^а ^б ^с Эрлих и др. (2010). «Современные взгляды на десилицирование: растворение биокремнезема и абиотического кремнезема в естественной и искусственной среде». хим. Откр. 110: 4656-4689.

[Cortese-5] Jump up to: ^а ^б ^с ^д Кортезе Г., Жерсонд Р. (2004). «Сдвиги осадконакопления опалов в Мировом океане за последние 15 млн лет». Письма о Земле и планетарной науке 224: 509–527.

[DM-6] Jump up to: ^а ^б ДеМастер, Д. (1992). «Круговорот и накопление биогенного кремнезема и органических веществ в высоких широтах: море Росса». Океанография 5(3): 147-153.

[DM2002-7] ДеМастер, ди-джей (2002). «Накопление и круговорот биогенного кремнезема в Южном океане: новый взгляд на баланс морского кремнезема». Глубоководные исследования, часть II 49: 3155-3167

[Ruff-8] [1] Рафф, SW и др. (2011). «Характеристики, распределение, происхождение и значение опалового кремнезема, наблюдаемого марсоходом Spirit в кратере Гусева на Марсе». Дж. Геофиз. Рез., 116, E00F23.

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]