Биогенный кремнезем

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

Кремнезый - это аморфный металлоидный оксид , образованный сложными процессами неорганической полимеризации . Это противоречит другим основным биогенным минералам, включающим карбонат и фосфат , которые встречаются в природе в качестве кристаллических ионоковалентных твердых веществ (например, солей которых ), осадки продиктованы равновесия растворимости . ^{[ 1 ]} Химически, BSI представляет собой гидратированный кремнезем (SIO ₂ · N H ₂ O), что необходимо для многих растений и животных.

Диатомовые средства как в свежей, так и в экстракте соленой воды растворяют кремнезем из воды для использования в качестве компонента их клеточных стен. Аналогичным образом, некоторые голопланктонные простейшие ( radiolaria ), некоторые губки и некоторые растения ( фитолиты листьев ) используют кремний в качестве структурного материала. Известно, что кремний требуется цыплятам и крысам для роста и развития скелета. Кремний находится в соединительных тканях человека , костях , зубах , коже , глазах , железах и органах .

Кремнезем в морской среде

Силикат , или кремневая 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 практически всем морским планктону , силикат является важным химическим требованием для очень специфической биоты , включая диатомовые лечения , радиоларию , силокофлагелляты и кремнистые губки . Эти организмы экстракт растворяли силикат из поверхностных вод открытого океана для накопления их частиц кремнезема (SIO ₂ ) или опалина, скелетных структур (то есть в твердых частях биоты). ^{[ 2 ]}^{[ 3 ]} Некоторые из наиболее распространенных кремнистых структур, наблюдаемых на клеточной поверхности силика-секретирующих организмов, включают в себя: спикулы, весы, твердые пластины, гранулы, ящики и другие сложные геометрические формы, в зависимости от рассматриваемых видов. ^{[ 4 ]}

Морские источники кремнезема

Пять основных источников растворенного кремнезема в морской среде можно различить: ^{[ 3 ]}

Речный приток растворенного кремнезема к океанам: 4,2 ± 0,8 × 10 ¹⁴ G Si ₂ года ⁻¹
Подводная вулканизм и связанные с ними гидротермальные эманации: 1,9 ± 1,0 × 10 ¹⁴ G Si ₂ года ⁻¹
Ледяное выветривание : 2 × 10 ¹² G Si ₂ года ⁻¹
Низкотемпературная подводная подводная лодка океанических базальтов
Некоторые кремнезем могут также сбежать от обогащенных кремнеземами пор пелагических отложений на морском дне

После того, как организм погиб, часть кремнистого скелетного материала растворяется , когда он оседает через толщу воды , обогащая глубокие воды растворенным кремнеземом. ^{[ 3 ]} Некоторые из кремнистых весов также могут быть сохранены с течением времени в качестве микрофоссилий в глубоководных отложениях , обеспечивая окно в современные и древние планктона / протиста общины . Этот биологический процесс работал, по крайней мере, раннее палеозойское время, чтобы регулировать баланс кремнезема в океане. ^{[ 4 ]}

Радиоларии ( кембрийский / ордовик - голоц ), диатомовые ( меловые - голоц ) и силикофлагелляты ( ) образуют кретроя -голоц основные участники океана в глобальный биогенный цикл кремния в течение геологического времени . Диатомы составляют 43% первичного производства океана и несут ответственность за основную часть извлечения кремнезема из океанских вод в современном океане и в течение большей части последних пятидесяти миллионов лет. Напротив, океаны юрского периода и старшего возраста были охарактеризованы радиолариями как основные фила с использованием кремнезема. ^{[ 2 ]} В настоящее время радиолориалы являются вторыми (после диатомовых) основных производителей суспендированного аморфного кремнезема в океанских водах. Их распределение варьируется от Арктики до Антарктики , наиболее распространенной в экваториальной зоне. в экваториальных тихоокеанских водах можно наблюдать около 16 000 образцов на кубический метр. Например, ^{[ 4 ]}

Цикл кремнезема

Кремниевый цикл все больше приобретал научное внимание за последнее десятилетие по нескольким причинам:

Во -первых , в современном цикле морского кремния, как полагают, преобладают диатомовые данные для фиксации и экспорта частиц (включая органический углерод ), от эвфотической зоны до глубокого океана, через процесс, известный как биологический насос . В результате диатомовые и другие силика-секретирующие организмы играют решающую роль в глобальном углеродном цикле и имеют возможность влиять на атмосферные концентрации CO ₂ на различных временных масштабах путем секвестрирования CO ₂ в океане. Эта связь между биогенным кремнеземом и органическим углеродом, наряду со значительно более высоким потенциалом сохранения биогенных кремнистых соединений, по сравнению с органическим углеродом, делает записи о накоплении опала очень интересными для палеокоанографии и палеоклиматологии .

Во -вторых , накопление биогенного кремнезема на морском дне содержит много информации о том, где в производстве экспорта океана произошло в масштабах времени, от сотен до миллионов лет. По этой причине записи осаждения опала предоставляют ценную информацию о крупномасштабной океанографической реорганизации в геологическом прошлом, а также о палеопродуктивности.

В -третьих , среднее время проживания океана для силиката составляет приблизительно 10 000–15 000 лет. Это относительное короткое время пребывания, концентрации океанического силиката и потоки чувствительны к ледниковым / межкльсовым возмущениям, и, следовательно, превосходный прокси для оценки изменений климата. ^{[ 3 ]}^{[ 5 ]}

Все чаще изотопные соотношения кислорода (O ¹⁸: ¹⁶) и Силинь ³⁰:И ²⁸) анализируются из биогенного кремнезема, сохранившегося в озере и морских отложениях для получения записей о прошлом изменении климата и велосипеде питательных веществ (De la Rocha, 2006; Leng and Barker, 2006). Это особенно ценный подход, учитывая роль диатомовых заболеваний в глобальном углеродном цикле. Кроме того, изотопные анализы от BSI полезны для отслеживания прошлых изменений климата в таких областях, как в Южном океане , где немногие биогенные карбонаты сохраняется .

Морской кремнезем раковины

Силисенский соз

Остатки диатомовых и других организмов, использующих кремнезем, в качестве опальных отложений в пелагических глубоководных отложениях. Пелагические отложения , содержащие значительные количества кремнистых биогенных останков, обычно называют кремнистыми слизими . Силисенская слива особенно много в современном океане в высоких широтах в северном и южном полушариях. Поразительной особенностью дистрибуции кремнистого слизи является ок. Пояс в ширину 200 км, простирающийся через южный океан . Некоторые экваториальные области Upwelling , где питательные вещества обильны, а продуктивность высока, также характеризуются местной кремнистой сизой. ^{[ 2 ]}

Силисенские истощения состоит в основном из остатков диатомовых и радиояловых, но также могут включать в себя другие кремнистые организмы, такие как силикофлагелляты и губчатые спикулы . Рассота диатома встречается в основном в высокоширотных областях и вдоль некоторых континентальных краев, тогда как радиоальная слива более характерно для экваториальных областей. Силисенская слива модифицируется и трансформируется во время захоронения в постели . ^{[ 2 ]}

Южные океанские отложения

Отложения южного океана являются основной раковиной для биогенного кремнезема (50-75% от общего числа океана 4,5 × 10 ¹⁴ G Si ₂ года ⁻¹; DeMaster, 1981), но только незначительная раковина для органического углерода (<1% от Oceanic 2 × 10 ¹⁴ г органика ⁻¹) Эти относительно высокие показатели накопления биогенного кремнезема в отложениях Южного океана (преимущественно под полярным фронтом) относительно органического углерода (60: 1 на основе веса) являются результатом предпочтительного сохранения биогенного кремнезема в Антарктической водной толще.

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

Это преференциальное сохранение биогенного кремнезема по сравнению с органическим углеродом проявляется в неуклонно увеличивающемся соотношении кремнезема/органического C как функции глубины в толще воды. Около тридцати пяти процентов биогенного кремнезема, продуцируемого в эйфотической зоне, переживает растворение в поверхностном слое; тогда как только 4% органического углерода избегает микробной деградации в этих почти поверхностных водах.

Следовательно, значительная развязка органического С и кремнезема происходит во время оседания через толщу воды. Накопление биогенного кремнезема в морском дне составляет 12% от поверхностной продукции, тогда как уровень накопления органического углерода на морском дне составляет исключительно <0,5% от производства поверхности. В результате полярные отложения составляют большую часть накопления биогенного кремнезема океана, но лишь небольшое количество осадочного органического углеродного потока. ^{[ 6 ]}

Влияние океанической циркуляции на раковины кремнезема

Масштабная океаническая циркуляция оказывает прямое влияние на опаловое осаждение. Тихий океан (характеризуется плохими питательными поверхностными водами и глубокими водами, богатыми питательными веществами) и циркуляции в Атлантическом океане способствуют производству / сохранению кремнезема и карбоната соответственно. Например, соотношения Si/N и Si/P увеличиваются от Атлантики до Тихого и южного океана, в пользу производителей опала против карбоната . Следовательно, современная конфигурация крупномасштабной океанической циркуляции привела к локализации основных опальных зон захоронения в экваториальной части Тихого океана, в текущих системах восточной границы, и, безусловно, наиболее важным, в Южном океане. ^{[ 5 ]}

Тихоокеанский и южный океаны

Воды из современного Тихого океана и южного океана, как правило, наблюдают увеличение отношения Si/N на промежуточной глубине, что приводит к увеличению экспорта опала (увеличение производства опала). В южном океане и северной части Тихого океана эта связь между переключателями соотношения Export и Si/N от линейного на экспоненциальные для соотношений Si/N, превышающих 2. Это постепенное увеличение важности силиката (SI) относительно азота (N) Огромные последствия для биологического производства океана. Изменение соотношений питательных веществ способствует выбору диатомовых диатомов в качестве основных производителей по сравнению с другими (например, кальцифицирующими) организмами. Например, эксперименты по микрокосму продемонстрировали, что диатомы являются суперкомпетиторами DSI и доминируют над другими производителями выше 2 мкм DSI. Следовательно, экспорт опала против карбоната будет предпочтительнее, что приведет к увеличению производства опала. Южный океан и северная часть Тихого океана также демонстрируют максимальные коэффициенты биогенного силиката и _{органического} потока и, таким образом, состоят в обогащении биогенного силиката по сравнению с C _{Органический} экспортный поток. Это комбинированное увеличение сохранения и экспорта опала делает Южный океан наиболее важной раковиной для DSI сегодня. ^{[ 5 ]}

Атлантический океан

В Атлантическом океане промежуточные и глубокие воды характеризуются более низким содержанием в DSI, по сравнению с современным Тихоокеанским и южным океаном. Эта более низкая разница в межбазине в DSI оказывает влияние уменьшения потенциала опала сохранения в Атлантике по сравнению с его аналогами Тихого океана и Южного океана. Атлантические истощенные воды DSI имеют тенденцию производить относительно менее силицированные организмы, что оказывает сильное влияние на сохранение их фрукторов . Этот механизм наилучшим образом иллюстрируется при сравнении систем Перу и Северо -Западной Африки. Коэффициент растворения /производства намного выше в Атлантическом апвеллии, чем в Тихоокеанском апвеллинге. Это связано с тем фактом, что прибрежные исходные воды в прибрежных окне гораздо богаче в DSI от Перу, чем у северо -западной Африки. ^{[ 5 ]}

Бюджет морского биогенного кремнезема

Реки и подводные гидротермальные эманации поставки 6,1 × 10 ¹⁴ G Si ₂ года ⁻¹ в морскую среду. Приблизительно две трети этого входа кремнезема хранятся в континентальном краю и глубоководных месторождениях. Силисенские глубоководные отложения, расположенные под антарктической конвергенцией ( зона конвергенции ), принимают около 25% кремнезема, поставляемого в океаны (то есть 1,6 × 10 ¹⁴ G Si ₂ года ⁻¹) и, следовательно, образуют одно из основных раковинов кремнезема Земли. Самая высокая скорость накопления биогенного кремнезема в этой области наблюдается в Южной Атлантике, со значениями 53 см. ⁻¹ В течение последних 18 000 лет. Кроме того, обширное накопление биогенного кремнезема было зарегистрировано в глубоководных отложениях Берингового моря , моря Охотска и субарктической северной части Тихого океана . Общая скорость накопления биогенного кремнезема в этих областях составляет почти 0,6 × 10 ¹⁴ G Si ₂ года ⁻¹, что эквивалентно 10% растворенного входа кремнезема в океаны.

Континентальные районы вверх, такие как Калифорнийский залив , Перу и Чили -Кост, характерны для некоторых из самых высоких показателей биогенного накопления кремнезема в мире. Например, скорость накопления биогенного кремнезема 69 G SIO ₂ /см ²/KYR были зарегистрированы в Калифорнийском заливе. Из -за бокового ограниченного характера этих быстрого биогенного накопления кремнезема, участки подъема только учитывают примерно 5% растворенного кремнезема, поставляемого в океаны. Наконец, чрезвычайно низкие показатели накопления биогенного кремнезема наблюдались в обширных глубоководных месторождениях атлантических, индийских и тихоокеанских океанов, что делает эти океаны незначительными для глобального бюджета морского кремнезема. ^{[ 7 ]}

Биогенное производство кремнезема

Средняя ежедневная скорость BSI сильно зависит от региона:

Прибрежный Upwelling : 46 ммоль. ⁻².d. ⁻¹
Суб- арктическая Тихоокеанская океана: 18 ммоль. ⁻².d. ⁻¹
Южный Океан: 3–38 ммоль. ⁻².d. ⁻¹
Средний океан Гире : 0,2–1,6 ммоль. ⁻².d. ⁻¹

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

Прибрежный вверх: 3 × 10 ¹² мол ⁻¹
Subarctic Pacific: 8 × 10 ¹² мол ⁻¹
Южный Океан: 17–37 × 10 ¹² мол ⁻¹
Средний океан Гире: 26 × 10 ¹² мол ⁻¹

Производство BSI контролируется:

Доступность растворенного кремнезема , однако, постоянная насыщенная постоянная kμ для роста ограниченного кремния ниже, чем KS для поглощения кремния.
Доступность света: нет необходимости прямого света; поглощение кремния на глубине фотосинтеза в 2 раза ; Поглощение кремния продолжается ночью, но клетки должны активно расти.
Доступность микроэлементов .

Биогенное растворение кремнезема

Растворение BSI контролируется:

Термодинамика растворимости : температура (увеличение от 0 до 25 ° C - 50x).
Скорость погружения : структура пищевой сети - границы, фекальные гранулы, выброшенные структуры кормления, агрегация - быстрый транспорт.
Бактериальная деградация органической матрицы (Bidle and Azam, 1999).

Сохранение биогенного кремнезема

Сохранение BSI измеряется:

Скорость седиментации, в основном ловушки снопок (Honjo);
Скорость бентической реминерализации («переработка»), камера бентического потока (Берельсон);
Концентрация BSI в отложениях, химическое выщелачивание в щелочном растворе , специфичное для участка, необходимо дифференцировать литогенную и биогенную Si, рентгеновскую дифракцию .

Сохранение BSI контролируется:

Скорость седиментации;
Концентрация растворенного кремнезема в поровой воде : насыщение при 1,100 мкмоль/л;
Поверхностные покрытия: растворенные AL модифицируют растворимость осажденных частиц биогенного кремнезема, растворенный кремнезем также может осаждать Al в качестве глинистых или Al-Si покрытий.

Опалин кремнезем на Марсе

В Гусева Кратере Марса « Марс разведочный ровер » непреднамеренно обнаружил опалин кремнезем. Один из его колес ранее стал иммобилизованным и, таким образом, фактически ограждал марсиан -реголит , когда он тянулся позади «Трайвер -ровер». Более поздний анализ показал, что кремнезем был доказательством гидротермальных условий. ^{[ 8 ]}

Смотрите также

Ссылки

^ Coradin, T., Lopez, PJ (2003). "Биогенное паттерн кремнезема: простая химия или тонкая биология?" Chembiochem 3: 1-9.
^ Подпрыгнуть до: ^а ^{беременный} ^в ^{дюймовый} Boggs, S. (2005). «Принципы седиментологии и стратиграфии (4 -е издание)». Pearson Education, Inc, 662p.
^ Подпрыгнуть до: ^а ^{беременный} ^в ^{дюймовый} DeMaster, DJ (1981). «Предложение и накопление кремнезема в морской среде». Geochimica et Cosmochimica Acta 45: 1715-1732.
^ Подпрыгнуть до: ^а ^{беременный} ^в Ehrlich et al. (2010). «Современные взгляды на ограничение: растворение биосилики и абиотического кремнезема в естественной и искусственной среде». Химический Отк. 110: 4656-4689.
^ Подпрыгнуть до: ^а ^{беременный} ^в ^{дюймовый} Кортеза Г., Герсонде Р. (2004). «Опал седиментация сдвигается в мировом океане за последние 15 млн лет». Земля и планетарные научные письма 224: 509-527.
^ Подпрыгнуть до: ^а ^{беременный} DeMaster, D. (1992). Океанография 5 (3): 147-153
^ DeMaster, DJ (2002). «Накопление и езда на велосипеде биогенного кремнезема в южном океане: пересмотр бюджета морского кремнезема». Глубоководные исследования, часть II 49: 3155-3167
^ [1] Ruff, SW, et al. (2011). «Характеристики, распределение, происхождение и значимость опалина кремнезема, наблюдаемое Spirit Rover в Кратере Гусева, Марс». J. Geophys. Res., 116, E00F23.

Brzezinski, MA (1985). «Соотношение Si: C: N морских диатомовых средств: межвидовая изменчивость и влияние некоторых переменных окружающей среды». Журнал Phycology 21 (3): 347-357.
De La Rocha, CL (2006). «Опальные доверенные лица палеоэкологических условий». Глобальные биогеохимические циклы 20. doi : 10.1029/2005GB002664 .
Dugdale, RC и FP Wilkerson (1998). «Силикатная регуляция нового производства в экваториальной Тихоокеанской Апвеллинге». Nature 391 (6664): 270.
Dugdale, RC, FP Wilkerson, et al. (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». Земля-наука обзоров 75: 5-27.
Ragueneau, O., P. Treguer, et al. (2000). «Обзор цикла SI в современном океане: недавний прогресс и пропущенные пробелы в применении биогенного опала в качестве прокси -палеопродуктивности». Глобальные и планетарные изменения 26: 317-365.
Такеда, С. (1998). «Влияние наличия железа на отношение потребления питательных веществ на диатомовые средства в океанических водах». Nature 393: 774-777.
Вернер Д. (1977). Биология диатомовых заболеваний. Беркли и Лос -Анджелес, издательство Калифорнийского университета.

[1] Coradin, T., Lopez, PJ (2003). "Биогенное паттерн кремнезема: простая химия или тонкая биология?" Chembiochem 3: 1-9.

[Boggs-2] Подпрыгнуть до: ^а ^{беременный} ^в ^{дюймовый} Boggs, S. (2005). «Принципы седиментологии и стратиграфии (4 -е издание)». Pearson Education, Inc, 662p.

[DM1981-3] Подпрыгнуть до: ^а ^{беременный} ^в ^{дюймовый} DeMaster, DJ (1981). «Предложение и накопление кремнезема в морской среде». Geochimica et Cosmochimica Acta 45: 1715-1732.

[Ehrlich-4] Подпрыгнуть до: ^а ^{беременный} ^в Ehrlich et al. (2010). «Современные взгляды на ограничение: растворение биосилики и абиотического кремнезема в естественной и искусственной среде». Химический Отк. 110: 4656-4689.

[Cortese-5] Подпрыгнуть до: ^а ^{беременный} ^в ^{дюймовый} Кортеза Г., Герсонде Р. (2004). «Опал седиментация сдвигается в мировом океане за последние 15 млн лет». Земля и планетарные научные письма 224: 509-527.

[DM-6] Подпрыгнуть до: ^а ^{беременный} DeMaster, D. (1992). Океанография 5 (3): 147-153

[DM2002-7] DeMaster, DJ (2002). «Накопление и езда на велосипеде биогенного кремнезема в южном океане: пересмотр бюджета морского кремнезема». Глубоководные исследования, часть II 49: 3155-3167

[Ruff-8] [1] Ruff, SW, et al. (2011). «Характеристики, распределение, происхождение и значимость опалина кремнезема, наблюдаемое Spirit Rover в Кратере Гусева, Марс». J. Geophys. Res., 116, E00F23.

[ 1 ]

[ 2 ]

[ 3 ]

[ 4 ]

[ 5 ]

[ 6 ]

[ 7 ]

[ 8 ]