Кремнистый ил

Кремнистый ил — разновидность биогенных пелагических отложений, расположенных на глубоком дне океана . Кремнистые илы являются наименее распространенными из глубоководных отложений и составляют примерно 15% дна океана. ^[1] Тины определяются как отложения, которые содержат не менее 30% скелетных остатков пелагических микроорганизмов. ^[2] Кремнистые илы в основном состоят из кремнеземных скелетов микроскопических морских организмов, таких как диатомеи и радиолярии . Другие компоненты кремнистых илов вблизи окраин континентов могут включать частицы кремнезема земного происхождения и спикулы губок. Кремнистые илы состоят из скелетов опалового кремнезема SiO ₂ · n H ₂ O, в отличие от известковых илов , которые состоят из скелетов карбонатных кальция ( CaCO ₃ · n H ₂ O) организмов (т.е. кокколитофоров ). Кремнезем (Si) является биоэссенциальным элементом и эффективно перерабатывается в морской среде посредством кремнеземного цикла . ^[3] Расстояние от суши, глубина воды и плодородие океана — все это факторы, влияющие на содержание опалового кремнезема в морской воде и наличие кремнистых илов.

Формирование

Биологическое поглощение морского кремнезема

Кремнистые морские организмы, такие как диатомовые водоросли и радиолярии, используют кремнезем для формирования скелетов посредством процесса, известного как биоминерализация . Диатомеи и радиолярии в ходе эволюции научились поглощать кремнезем в форме кремниевой кислоты Si(OH) ₄ . Как только организм изолирует молекулы Si(OH) ₄ в своей цитоплазме , эти молекулы транспортируются в везикулы отложения кремнезема, где они трансформируются в опаловый кремнезем (B-SiO ₂ ). У диатомей и радиолярий есть специализированные белки, называемые переносчиками кремния, которые предотвращают минерализацию во время секвестрации и транспортировки кремниевой кислоты внутри организма. ^[4]

Химическая формула биологического поглощения кремниевой кислоты:

${\ce {H4SiO4(aq) <-> SiO2*nH2O(s) + (2-n)H2O(l)}}$

Состояние насыщения опалового кремнезема

Состояние насыщения опалового кремнезема увеличивается с глубиной океана из-за растворения тонущих частиц опала, образующихся в поверхностных водах океана, но все же остается достаточно низким, чтобы реакция с образованием биогенного опалового кремнезема оставалась термодинамически неблагоприятной. Несмотря на неблагоприятные условия, организмы могут использовать растворенную кремниевую кислоту для изготовления опаловых оболочек из кремнезема посредством биологически контролируемой биоминерализации. ^[4] Количество опалового кремнезема, попадающего на морское дно, определяется скоростью погружения, растворения и глубиной водного столба. ^[5]

Экспорт кремнезема в глубокий океан

Скорость растворения тонущего опалового кремнезема (B-SiO ₂ ) в толще воды влияет на образование кремнистого ила на дне океана. Скорость растворения кремнезема зависит от состояния насыщения опалового кремнезема в толще воды и от переупаковки частиц опалового кремнезема в более крупные частицы с поверхности океана. ^[3] Переупаковка — это образование (а иногда и повторное образование) твердого органического вещества (обычно фекальных гранул) вокруг опалового кремнезема. Органическое вещество защищает от немедленного растворения опалового кремнезема в кремниевую кислоту, что приводит к увеличению осаждения морского дна. Глубина компенсации опала, аналогичная глубине компенсации карбоната , находится примерно на глубине 6000 метров. Ниже этой глубины происходит большее растворение опалового кремнезема в кремниевой кислоте, чем образование опалового кремнезема из кремниевой кислоты. В среднем только четыре процента опалового кремнезема, произведенного на поверхности океана, оседают на морском дне, а остальные 96% перерабатываются в толще воды. ^[3]

Ставки накопления

Кремнистые илы накапливаются в течение длительного времени. В открытом океане кремнистый ил накапливается со скоростью около 0,01 моль Si·м. ⁻² тот ⁻¹. ^[6] Наиболее быстрые темпы накопления кремнистого ила наблюдаются в глубоких водах Южного океана (0,1 моль Si м ⁻² тот ⁻¹), где производство и экспорт биогенного кремнезема наиболее велики. ^[7] Скелетам диатомей и радиолярий, составляющих илы Южного океана, может потребоваться от 20 до 50 лет, чтобы опуститься на морское дно. ^[6] Кремнеземистые частицы могут тонуть быстрее, если они заключены в фекальные гранулы более крупных организмов. ^[6] После осаждения кремнезем продолжает растворяться и циркулировать, задерживая долговременное захоронение частиц до тех пор, пока глубина слоя осадка не достигнет 10–20 см. ^[6]

Формирование морских кремней

Когда опаловый кремнезем накапливается быстрее, чем растворяется, он захоранивается и может обеспечить диагенетическую среду для формирования морских кремней . ^[8] Процессы, приводящие к кремнистому образованию, наблюдаются в Южном океане, где накопление кремнистого ила происходит наиболее быстро. ^[8] Однако формирование кремня может занять десятки миллионов лет. ^[7] Фрагменты скелета кремнистых организмов подвержены рекристаллизации и цементации. ^[8] Черт является основной судьбой погребенного кремниевого ила и навсегда удаляет кремнезем из океанического круговорота кремнезема .

Географическое расположение

Карта мира, показывающая распространение пелагических отложений. Зеленый: кремнистые отложения. Белый: Отложения континентальной окраины. Синий: ледниковые отложения. Оранжевый: отложения, образовавшиеся на суше. Коричневый: пелагическая глина. Желтый: известковые отложения.

Кремнистые илы образуются в районах апвеллинга , которые обеспечивают ценные питательные вещества для роста кремнистых организмов, обитающих в поверхностных водах океана. ^[9] Ярким примером является Южный океан, где последовательный апвеллинг циркумполярных глубоких вод Индии, Тихого океана и Антарктики привел к образованию сплошной кремнистой илы, которая простирается по всему земному шару. ^[7] имеется полоса кремнистого ила, возникшая в результате усиленного экваториального апвеллинга в отложениях Тихого океана Ниже Северного экваториального течения . В приполярной северной части Тихого океана апвеллинг происходит вдоль восточного и западного бортов бассейна от течения Аляска и течения Оясио . Кремнистый ил присутствует на морском дне в этих приполярных регионах. Пограничные течения океанского бассейна, такие как течение Гумбольдта и Сомалийское течение, являются примерами других восходящих течений, которые способствуют образованию кремнистого ила. ^[8]

Кремнистый ил часто классифицируют в зависимости от его состава. Диатомовые илы преимущественно состоят из скелетов диатомей и обычно встречаются вдоль окраин континентов в более высоких широтах. ^[9] Диатомовые илы присутствуют в Южном океане и северной части Тихого океана. ^[9]^[10] Радиоляриевые илы состоят преимущественно из скелетов радиолярий и расположены главным образом в тропических, экваториальных и субтропических регионах. ^[10] Примерами радиоляриевых илов являются илы экваториальной области, субтропической части Тихого океана и субтропического бассейна Индийского океана. В экваториальном восточно-атлантическом бассейне небольшая поверхность глубоководных отложений покрыта илом радиолярий. ^[10]

Роль в океаническом цикле кремнезема

Глубоководные отложения на морском дне в виде ила являются крупнейшим долговременным стоком океанического кремнеземного цикла (6,3 ± 3,6 тмоль Si в год). ⁻¹). ^[11] Как отмечалось выше, этот ил диагенетически трансформируется в литосферный морской кремень. Этот сток примерно уравновешивается силикатным выветриванием и речным поступлением кремниевой кислоты в океан. ^[11] Производство биогенного кремнезема в фотической зоне оценивается в 240 ± 40 Тмоль в год. ⁻¹. ^[10] Быстрое растворение на поверхности удаляет примерно 135 Тмоль опала Si в год. ⁻¹, превращая ее обратно в растворимую кремниевую кислоту, которую можно снова использовать для биоминерализации. ^[11] Оставшийся опаловый кремнезем экспортируется в глубины океана в виде тонущих частиц. ^[11] В глубоком океане еще 26,2 Тмол Си в год. ⁻¹ растворяется перед отложением в осадках в виде опалового кремнезема. ^[11] На границе раздела осадочных вод более 90% кремнезема перерабатывается и поднимается вверх для повторного использования в фотической зоне. ^[11] Время пребывания в биологическом масштабе оценивается примерно в 400 лет, при этом каждая молекула кремнезема перерабатывается 25 раз перед захоронением в отложениях. ^[11]

Кремнистые илы и секвестрация углерода

Диатомовые водоросли являются первичными производителями, которые преобразуют углекислый газ в органический углерод посредством фотосинтеза и экспортируют органический углерод с поверхности океана в глубокое море с помощью биологического насоса . ^[12] Таким образом, диатомовые водоросли могут быть значительным поглотителем углекислого газа в поверхностных водах. Из-за относительно большого размера диатомей (по сравнению с другим фитопланктоном) они способны поглощать больше углекислого газа. Кроме того, диатомовые водоросли не выделяют углекислый газ в окружающую среду во время формирования опал-силикатных оболочек. ^[12] Фитопланктон, который строит раковины из карбоната кальция (т.е. кокколитофороры), выделяет углекислый газ в качестве побочного продукта во время формирования раковины, что делает их менее эффективным поглотителем углекислого газа. ^[13] Силикатные скелеты опала увеличивают скорость погружения диатомовых частиц (т.е. углерода) с поверхности океана на морское дно. ^[14]

Опыты по железному оплодотворению

Уровень углекислого газа в атмосфере растет в геометрической прогрессии со времен промышленной революции. ^[13] Исследователи изучают способы снижения уровня углекислого газа в атмосфере за счет увеличения поглощения углекислого газа на поверхности океана посредством фотосинтеза. ^[14] Увеличение поглощения углекислого газа в поверхностных водах может привести к большей секвестрации углерода в глубоком море через биологический насос. Динамика цветения диатомей, их балластировка опаловым кремнеземом и различные потребности в питательных веществах сделали диатомовые водоросли объектом экспериментов по секвестрации углерода.

В рамках проектов по обогащению железом, таких как эксперименты по обогащению железом SERIES, железо было введено в океанские бассейны, чтобы проверить, увеличивает ли это скорость поглощения углекислого газа диатомовыми водорослями и, в конечном итоге, опускает его в глубины океана. ^[13] Железо является ограничивающим питательным веществом для фотосинтеза диатомовых водорослей в с высоким содержанием питательных веществ и низким содержанием хлорофилла районах океана , поэтому увеличение количества доступного железа может привести к последующему усилению фотосинтеза, что иногда приводит к цветению диатомовых водорослей. Это увеличение удаляет больше углекислого газа из атмосферы. Хотя поглощается больше углекислого газа, уровень секвестрации углерода в глубоководных отложениях, как правило, низок. Большая часть углекислого газа, поглощенного в процессе фотосинтеза, несколько раз перерабатывается в поверхностном слое, прежде чем попасть в глубины океана для изоляции. ^[13]

Палео-илы

До кремнеземистых организмов

В докембрии концентрации океанического кремнезема были на порядок выше, чем в современных океанах. Считается, что в этот период времени произошла эволюция биосилицификации. ^[15] Кремнистые илы образовались после того, как в поверхностных водах начали процветать организмы, связывающие кремнезем, такие как радиолярии и диатомеи. ^[15]

Эволюция кремнистых организмов

Радиолярии

Ископаемые данные свидетельствуют о том, что радиолярии впервые появились в позднем кембрии как свободно плавающие мелководные организмы. ^[16] Они не стали заметными в летописи окаменелостей до ордовика . ^[16] Радиоляриты возникли в регионах апвеллинга в районах высокой первичной продуктивности и являются старейшими известными организмами, способными к секреции раковин. ^[17] Остатки радиолярий сохранились в кремнях; побочный продукт преобразования кремнистого ила. ^[18] Основные события видообразования радиолярий произошли в мезозое . ^[19] Многие из этих видов в настоящее время вымерли в современном океане. ^[16] Ученые предполагают, что конкуренция с диатомовыми водорослями за растворенный кремнезем в кайнозое является вероятной причиной массового вымирания большинства видов радиолярий.

Диатомовые водоросли

Самые старые хорошо сохранившиеся окаменелости диатомей датируются началом юрского периода. Однако молекулярная летопись предполагает, что диатомовые водоросли возникли по крайней мере 250 миллионов лет назад в триасовый период . ^[20] По мере появления и распространения новых видов диатомей уровень кремнезема в океане начал снижаться. ^[19] Сегодня существует около 100 000 видов диатомей, большинство из которых микроскопические (2–200 мкм). ^[19] Некоторые ранние диатомеи были крупнее и могли достигать диаметра от 0,2 до 22 мм. ^[17]

Самые ранние диатомеи были радиальноцентрическими и жили на мелководье недалеко от берега. ^[19] Эти ранние диатомеи были приспособлены к жизни на бентосе, поскольку их внешние раковины были тяжелыми и не позволяли им свободно плавать. ^[19] Свободно плавающие диатомеи, известные как биполярные и мультиполярные центрики, начали развиваться примерно 100 миллионов лет назад, в меловой период . ^[19] Ископаемые диатомеи сохраняются в диатомите (также известном как диатомит ), который является одним из побочных продуктов преобразования ила в горную породу. ^[19] Когда диатомовые частицы начали опускаться на дно океана, углерод и кремнезем были изолированы вдоль континентальных окраин. Углерод, поглощенный континентальными окраинами, стал сегодня главными запасами нефти. ^[12] Эволюция диатомовых водорослей знаменует собой период в геологической истории Земли, когда произошло значительное удаление углекислого газа из атмосферы при одновременном повышении уровня кислорода в атмосфере. ^[12]

Как ученые используют палеоил

Палеоокеанографы изучают доисторические илы, чтобы узнать об изменениях в океанах с течением времени. ^[9] Распределение отложений и характер отложения илов информируют ученых о доисторических районах океанов, в которых были идеальные условия для роста кремнистых организмов. ^[9]

Ученые исследуют палеоил, взяв керны глубоководных отложений. ^[9] Слои отложений в этих кернах показывают характер отложений океана с течением времени. Ученые используют палеоилы в качестве инструментов, позволяющих лучше определить условия палеоокеанов. ^[9] Скорость нарастания палеоил можно использовать для определения глубоководной морской циркуляции, тектонической активности и климата в определенный момент времени. Тины также полезны для определения исторической численности кремнистых организмов. ^[21]

Формация Бурубайтал

Бурубатская свита, расположенная в Западном Прибалхашье Казахстана, является старейшим из известных глубинных биогенных месторождений. ^[20] Формация Бурубайтал в основном состоит из кремня, который формировался в течение 15 миллионов лет (поздний кембрий - средний ордовик ). ^[20] Вероятно, эти отложения образовались в районе апвеллинга в субэкваториальных широтах. ^[20] Формация Бурубайтал в основном состоит из радиоляритов, поскольку на момент ее формирования диатомеи еще не эволюционировали. Отложения Бурубайтала заставили исследователей поверить в то, что радиолярии сыграли значительную роль в позднекембрийском цикле кремнезема. ^[20] Поздний кембрий (497–485,4 млн лет назад) знаменует собой переходное время для морского биоразнообразия и начало накопления ила на морском дне. ^[20]

Сдвиги в распространении в миоцене

Сдвиг в географическом распространении кремнистых илов произошел в миоцене . ^[9] Шестнадцать миллионов лет назад произошло постепенное сокращение отложений кремнистого ила в Северной Атлантике и одновременное увеличение отложений кремнистого ила в северной части Тихого океана. ^[9] Ученые предполагают, что этот сдвиг режима мог быть вызван появлением переливной воды Северного моря, которая способствовала образованию глубоководных вод Северной Атлантики (NADW). Формирование придонных вод Антарктики (ААДВ) произошло примерно в то же время, что и формирование НАДВ. ^[9] Образование NADW и AABW кардинально изменило океан и привело к пространственному смещению популяций кремнистых организмов. ^[9]

Цветение палеоценового планктона

Граница мелового и третичного периодов была временем глобального массового вымирания, обычно называемого массовым вымиранием КТ . В то время как большинство организмов исчезало, морские кремнистые организмы процветали в морях раннего палеоцена. Один из таких примеров произошел в водах недалеко от Мальборо, Новая Зеландия. ^[22] Палеоиловые отложения свидетельствуют о бурном росте как диатомей, так и радиолярий в это время. Ученые полагают, что этот период высокой продуктивности биокремния связан с глобальными климатическими изменениями. Этот бум кремнистого планктона был наибольшим в течение первого миллиона лет третичного периода и, как полагают, был вызван усилением апвеллинга в ответ на похолодание климата и усилением круговорота питательных веществ из-за изменения уровня моря. ^[22]

См. также

Ссылки

^ Малдер, Тьерри; Хюнеке, Хайко; Ван Лун, AJ (2011), «Прогресс в глубоководной седиментологии», Deep-Sea Sediments , Elsevier, стр. 1–24, doi : 10.1016/b978-0-444-53000-4.00001-9 , ISBN 9780444530004
^ Пурман, Герхард; Абельманн, Андреа; Герсонде, Райнер; Хуббертен, Ганс; Кун, Герхард (1994). «Чистый кремнистый ил, диагенетическая среда для раннего образования кремней». Геология . 22 (3): 207. Бибкод : 1994Geo....22..207B . doi : 10.1130/0091-7613(1994)022<0207:psoade>2.3.co;2 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ДеМастер, Дэвид Дж. (октябрь 1981 г.). «Поставка и накопление кремнезема в морской среде». Geochimica et Cosmochimica Acta . 45 (10): 1715–1732. Бибкод : 1981GeCoA..45.1715D . дои : 10.1016/0016-7037(81)90006-5 .
^ Перейти обратно: ^а ^б «Кристаллизация и биоминерализация растительного кремнезема: основные наблюдения» . Исследовательские ворота . Проверено 28 ноября 2018 г.
^ Диксит, Сувасис; Ван Каппеллен, Филипп (июль 2002 г.). «Химия поверхности и реакционная способность биогенного кремнезема». Geochimica et Cosmochimica Acta . 66 (14): 2559–2568. Бибкод : 2002GeCoA..66.2559D . дои : 10.1016/s0016-7037(02)00854-2 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д Стокер, ДК; Густафсон, Делавэр; Верити, ПГ (1996). «Микро- и мезопротозоопланктон на высоте 140*з.д. в экваториальной части Тихого океана: гетеротрофы и миксотрофы» . Водная микробная экология . 10 : 273–282. дои : 10.3354/ame010273 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с Беркл, Ллойд Х.; Чирилли, Джером (1987). «Происхождение пояса диатомового ила в Южном океане: значение для позднечетвертичной палеоокеанографии». Микропалеонтология . 33 (1): 82. Бибкод : 1987MiPal..33...82B . дои : 10.2307/1485529 . JSTOR 1485529 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д Динамика атмосферы, океана и климата: вводный текст .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час ^я ^дж ^к КЕЛЛЕР, ГЕРТА; БАРРОН, ДЖОН А. (1983). «Палеокеанографические последствия глубоководных перерывов в миоцене». Бюллетень Геологического общества Америки . 94 (5): 590. Бибкод : 1983GSAB...94..590K . doi : 10.1130/0016-7606(1983)94<590:piomdh>2.0.co;2 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д Ван Каппеллен, П. (январь 2003 г.). «Биоминерализация и глобальные биогеохимические циклы». Обзоры по минералогии и геохимии . 54 (1): 357–381. Бибкод : 2003РвМГ...54..357В . CiteSeerX 10.1.1.499.4327 . дои : 10.2113/0540357 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г Трегер П.Ж., Де Ла Роча CL (3 января 2013 г.). «Цикл кремнезема в мировом океане». Ежегодный обзор морской науки . 5 (1): 477–501. doi : 10.1146/annurev-marine-121211-172346 . ПМИД 22809182 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д Армбруст Е.В. (май 2009 г.). «Жизнь диатомей в Мировом океане». Природа . 459 (7244): 185–92. Бибкод : 2009Natur.459..185A . дои : 10.1038/nature08057 . ПМИД 19444204 . S2CID 3738371 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д Межправительственная группа экспертов по изменению климата, под ред. (2014), «Углерод и другие биогеохимические циклы, страницы с 465 по 514», Изменение климата, 2013 г. - Основы физических наук , Cambridge University Press, стр. 465–514, doi : 10.1017/cbo9781107415324.014 , ISBN 9781107415324
^ Перейти обратно: ^а ^б Иверсен, МХ; Плауг, Х. (07 сентября 2010 г.). «Балластные минералы и опускающийся поток углерода в океане: скорость дыхания углерода и скорость погружения агрегатов морского снега» . Биогеонауки . 7 (9): 2613–2624. Бибкод : 2010BGeo....7.2613I . дои : 10.5194/bg-7-2613-2010 . ISSN 1726-4189 .
^ Перейти обратно: ^а ^б «Прогулка во времени – 208 миллионов лет назад – Кремниевая симметрия: триасово-юрское массовое вымирание» . www.globalcommunity.org . Проверено 26 ноября 2018 г.
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с Ископаемый рекорд . 11 (1). Февраль 2008 г. doi : 10.1002/mmng.v11:1 . ISSN 1435-1943 . {{cite journal}}: Отсутствует или пусто |title= ( помощь )
^ Перейти обратно: ^а ^б Кемп, AES; Пирс, РБ; Григоров И.; Рэнс, Дж.; Ланге, CB; Куилти, П.; Солтер, И. (13 октября 2006 г.). «Производство гигантских морских диатомей и их экспорт в океанические фронтальные зоны: последствия для потока Si и C из стратифицированных океанов» (PDF) . Глобальные биогеохимические циклы . 20 (4): н/д. Бибкод : 2006GBioC..20.4S04K . дои : 10.1029/2006gb002698 . ISSN 0886-6236 . S2CID 39371561 .
^ Данелян, Таниэль; Эйчисон, Джонатан К.; Благородный, Паула; Каридроа, Марсьяль; Сузуки, Норитоши; О'Догерти, Луис (сентябрь 2017 г.). «Исторический обзор почти 130-летних исследований палеозойских радиолярий» . Геодиверситас . 39 (3): 351–361. дои : 10.5252/g2017n3a2 . ISSN 1280-9659 . S2CID 134007679 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г Реноди, Йохан; Дрюс, Эффи-Лора; Бёне, Саймон (20 августа 2018 г.). «Палеоценовая летопись морских диатомей в глубоководных отложениях» . Ископаемый рекорд . 21 (2): 183–205. doi : 10.5194/fr-21-183-2018 . ISSN 2193-0074 .
^ Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж Толмачева Татьяна Юрьевна; Данелян, Таниэль; Попов, Леонид Евгеньевич (2001). «Свидетельства непрерывного глубоководного биогенного кремнистого осадконакопления в ранних палеозойских океанах в течение 15 млн лет». Геология . 29 (8): 755. Бибкод : 2001Geo....29..755T . doi : 10.1130/0091-7613(2001)029<0755:efmyoc>2.0.co;2 . ISSN 0091-7613 .
^ КЕЛЛЕР, ГЕРТА; БАРРОН, ДЖОН А. (1983). «Палеокеанографические последствия глубоководных перерывов в миоцене». Бюллетень Геологического общества Америки . 94 (5): 590. Бибкод : 1983GSAB...94..590K . doi : 10.1130/0016-7606(1983)94<590:piomdh>2.0.co;2 . ^{[ нужна проверка ]}
^ Перейти обратно: ^а ^б Холлис, CJ; Роджерс, штат Калифорния; Паркер, Р.Дж. (1 сентября 1995 г.). «Цветение кремниевого планктона в раннем третичном периоде Мальборо, Новая Зеландия». Геология . 23 (9): 835–838. Бибкод : 1995Geo....23..835H . doi : 10.1130/0091-7613(1995)023<0835:SPBITE>2.3.CO;2 . ISSN 0091-7613 .

[1] Малдер, Тьерри; Хюнеке, Хайко; Ван Лун, AJ (2011), «Прогресс в глубоководной седиментологии», Deep-Sea Sediments , Elsevier, стр. 1–24, doi : 10.1016/b978-0-444-53000-4.00001-9 , ISBN 9780444530004

[2] Пурман, Герхард; Абельманн, Андреа; Герсонде, Райнер; Хуббертен, Ганс; Кун, Герхард (1994). «Чистый кремнистый ил, диагенетическая среда для раннего образования кремней». Геология . 22 (3): 207. Бибкод : 1994Geo....22..207B . doi : 10.1130/0091-7613(1994)022<0207:psoade>2.3.co;2 .

[:0-3] Перейти обратно: ^а ^б ^с ДеМастер, Дэвид Дж. (октябрь 1981 г.). «Поставка и накопление кремнезема в морской среде». Geochimica et Cosmochimica Acta . 45 (10): 1715–1732. Бибкод : 1981GeCoA..45.1715D . дои : 10.1016/0016-7037(81)90006-5 .

[:7-4] Перейти обратно: ^а ^б «Кристаллизация и биоминерализация растительного кремнезема: основные наблюдения» . Исследовательские ворота . Проверено 28 ноября 2018 г.

[:3-5] Диксит, Сувасис; Ван Каппеллен, Филипп (июль 2002 г.). «Химия поверхности и реакционная способность биогенного кремнезема». Geochimica et Cosmochimica Acta . 66 (14): 2559–2568. Бибкод : 2002GeCoA..66.2559D . дои : 10.1016/s0016-7037(02)00854-2 .

[:11-6] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д Стокер, ДК; Густафсон, Делавэр; Верити, ПГ (1996). «Микро- и мезопротозоопланктон на высоте 140*з.д. в экваториальной части Тихого океана: гетеротрофы и миксотрофы» . Водная микробная экология . 10 : 273–282. дои : 10.3354/ame010273 .

[:12-7] Перейти обратно: ^а ^б ^с Беркл, Ллойд Х.; Чирилли, Джером (1987). «Происхождение пояса диатомового ила в Южном океане: значение для позднечетвертичной палеоокеанографии». Микропалеонтология . 33 (1): 82. Бибкод : 1987MiPal..33...82B . дои : 10.2307/1485529 . JSTOR 1485529 .

[:9-8] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д Динамика атмосферы, океана и климата: вводный текст .

[:10-9] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г ^час ^я ^дж ^к КЕЛЛЕР, ГЕРТА; БАРРОН, ДЖОН А. (1983). «Палеокеанографические последствия глубоководных перерывов в миоцене». Бюллетень Геологического общества Америки . 94 (5): 590. Бибкод : 1983GSAB...94..590K . doi : 10.1130/0016-7606(1983)94<590:piomdh>2.0.co;2 .

[:8-10] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д Ван Каппеллен, П. (январь 2003 г.). «Биоминерализация и глобальные биогеохимические циклы». Обзоры по минералогии и геохимии . 54 (1): 357–381. Бибкод : 2003РвМГ...54..357В . CiteSeerX 10.1.1.499.4327 . дои : 10.2113/0540357 .

[:2-11] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г Трегер П.Ж., Де Ла Роча CL (3 января 2013 г.). «Цикл кремнезема в мировом океане». Ежегодный обзор морской науки . 5 (1): 477–501. doi : 10.1146/annurev-marine-121211-172346 . ПМИД 22809182 .

[:6-12] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д Армбруст Е.В. (май 2009 г.). «Жизнь диатомей в Мировом океане». Природа . 459 (7244): 185–92. Бибкод : 2009Natur.459..185A . дои : 10.1038/nature08057 . ПМИД 19444204 . S2CID 3738371 .

[:13-13] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д Межправительственная группа экспертов по изменению климата, под ред. (2014), «Углерод и другие биогеохимические циклы, страницы с 465 по 514», Изменение климата, 2013 г. - Основы физических наук , Cambridge University Press, стр. 465–514, doi : 10.1017/cbo9781107415324.014 , ISBN 9781107415324

[:14-14] Перейти обратно: ^а ^б Иверсен, МХ; Плауг, Х. (07 сентября 2010 г.). «Балластные минералы и опускающийся поток углерода в океане: скорость дыхания углерода и скорость погружения агрегатов морского снега» . Биогеонауки . 7 (9): 2613–2624. Бибкод : 2010BGeo....7.2613I . дои : 10.5194/bg-7-2613-2010 . ISSN 1726-4189 .

[:15-15] Перейти обратно: ^а ^б «Прогулка во времени – 208 миллионов лет назад – Кремниевая симметрия: триасово-юрское массовое вымирание» . www.globalcommunity.org . Проверено 26 ноября 2018 г.

[:16-16] Перейти обратно: ^а ^б ^с Ископаемый рекорд . 11 (1). Февраль 2008 г. doi : 10.1002/mmng.v11:1 . ISSN 1435-1943 . {{cite journal}}: Отсутствует или пусто |title= ( помощь )

[:17-17] Перейти обратно: ^а ^б Кемп, AES; Пирс, РБ; Григоров И.; Рэнс, Дж.; Ланге, CB; Куилти, П.; Солтер, И. (13 октября 2006 г.). «Производство гигантских морских диатомей и их экспорт в океанические фронтальные зоны: последствия для потока Si и C из стратифицированных океанов» (PDF) . Глобальные биогеохимические циклы . 20 (4): н/д. Бибкод : 2006GBioC..20.4S04K . дои : 10.1029/2006gb002698 . ISSN 0886-6236 . S2CID 39371561 .

[18] Данелян, Таниэль; Эйчисон, Джонатан К.; Благородный, Паула; Каридроа, Марсьяль; Сузуки, Норитоши; О'Догерти, Луис (сентябрь 2017 г.). «Исторический обзор почти 130-летних исследований палеозойских радиолярий» . Геодиверситас . 39 (3): 351–361. дои : 10.5252/g2017n3a2 . ISSN 1280-9659 . S2CID 134007679 .

[:18-19] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж ^г Реноди, Йохан; Дрюс, Эффи-Лора; Бёне, Саймон (20 августа 2018 г.). «Палеоценовая летопись морских диатомей в глубоководных отложениях» . Ископаемый рекорд . 21 (2): 183–205. doi : 10.5194/fr-21-183-2018 . ISSN 2193-0074 .

[:1-20] Перейти обратно: ^а ^б ^с ^д ^и ^ж Толмачева Татьяна Юрьевна; Данелян, Таниэль; Попов, Леонид Евгеньевич (2001). «Свидетельства непрерывного глубоководного биогенного кремнистого осадконакопления в ранних палеозойских океанах в течение 15 млн лет». Геология . 29 (8): 755. Бибкод : 2001Geo....29..755T . doi : 10.1130/0091-7613(2001)029<0755:efmyoc>2.0.co;2 . ISSN 0091-7613 .

[21] КЕЛЛЕР, ГЕРТА; БАРРОН, ДЖОН А. (1983). «Палеокеанографические последствия глубоководных перерывов в миоцене». Бюллетень Геологического общества Америки . 94 (5): 590. Бибкод : 1983GSAB...94..590K . doi : 10.1130/0016-7606(1983)94<590:piomdh>2.0.co;2 . ^{[ нужна проверка ]}

[:5-22] Перейти обратно: ^а ^б Холлис, CJ; Роджерс, штат Калифорния; Паркер, Р.Дж. (1 сентября 1995 г.). «Цветение кремниевого планктона в раннем третичном периоде Мальборо, Новая Зеландия». Геология . 23 (9): 835–838. Бибкод : 1995Geo....23..835H . doi : 10.1130/0091-7613(1995)023<0835:SPBITE>2.3.CO;2 . ISSN 0091-7613 .

[1]

[2]

[3]

[4]

[5]

[6]

[7]

[8]

[9]

[10]

[11]

[12]

[13]

[14]

[15]

[16]

[17]

[18]

[19]

[20]

[21]

[22]