Krzemionkowy muł - Siliceous ooze

Okrzemka centryczna , powiększona x150

Szlam krzemionkowy jest rodzajem biogenicznego osadu pelagicznego znajdującego się na głębokim dnie oceanicznym . Najrzadziej występującym osadem w głębinach morskich są osady krzemionkowe, które stanowią około 15% dna oceanicznego. Szlam definiuje się jako osady zawierające co najmniej 30% szkieletowych szczątków mikroorganizmów pelagicznych. Szlam krzemionkowy składa się w dużej mierze ze szkieletów na bazie krzemionki mikroskopijnych organizmów morskich, takich jak okrzemki i radiolarian . Innymi składnikami mułów krzemionkowych w pobliżu obrzeży kontynentów mogą być cząstki krzemionki pochodzenia lądowego i kolce gąbczaste. Szlamy krzemionkowe składają się ze szkieletów wykonanych z opalizującej krzemionki Si(O ₂ ) , w przeciwieństwie do szlamów wapiennych , które zbudowane są ze szkieletów organizmów węglanu wapnia (tj. kokolitofory ). Krzemionka (Si) jest pierwiastkiem bioistotnym i jest skutecznie poddawana recyklingowi w środowisku morskim poprzez cykl krzemionki . Odległość od mas lądowych, głębokość wody i żyzność oceanów to czynniki, które wpływają na zawartość krzemionki opalowej w wodzie morskiej oraz obecność mułów krzemionkowych.

Radiolarian , 160x powiększeniu

Tworzenie

Biologiczne pobieranie krzemionki morskiej

Krzemionkowe organizmy morskie, takie jak okrzemki i radiolarian, wykorzystują krzemionkę do tworzenia szkieletów w procesie znanym jako biomineralizacja . Okrzemki i radiolariany wyewoluowały do ​​pobierania krzemionki w postaci kwasu krzemowego, Si(OH) ₄ . Gdy organizm zasekwestruje cząsteczki Si(OH) ₄ w swojej cytoplazmie , cząsteczki są transportowane do osadzonych pęcherzyków krzemionkowych, gdzie są przekształcane w opalizującą krzemionkę (B-SiO ₂ ). Okrzemki i radiolariany posiadają wyspecjalizowane białka zwane transporterami krzemu, które zapobiegają mineralizacji podczas sekwestracji i transportu kwasu krzemowego w organizmie.

Wzór chemiczny biologicznego poboru kwasu krzemowego to:

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

Stan nasycenia krzemionki opalowej

Część serii związanej z
Biomineralizacja
Ogólny Tkanki zmineralizowane Biokrystalizacja Biointerfejs Biofilm Remineralizacja
Egzoszkielety (muszle) Stawonogi egzoszkielet naskórek Muszla ramienionoga Muszla głowonogów muszla cirrate mątwa gladius Lorica Choanoflagellate lorica Skorupa mięczaka masa perłowa powłoka chitonowa muszla ślimaka Powłoka Protisty okrzemki test otwornic testamentowe ameby Muszla stereomę szkarłupni mała fauna muszli muszla ślimaka łuskowatego muszle estuarium Spikuła gąbki Test
szkielety wewnętrzne ( kości ) Szkielet kręgowców Minerał kości Skostnienie
Zęby, łuski, kły itp. Zęby kulawizn Otolit otolityczna membrana Skaluj mikroskamieniałości Kieł
Formy geologiczne Zwapnienie amorficzny węglan wapnia morskie zwapnienie biogenne Aragonit ooolitowy piasek aragonitowy morze aragonitowe Kalcyt mikrobiologiczne wytrącanie kalcytu kalcytowe morze Krzemian biogeniczna krzemionka krzemionkowy śluz ziemia okrzemkowa Kerogen alginit łupki naftowe Fosforan
Inne Ewolucja minerałów W glebie mineralizacja unieruchomienie Minerały balastowe Magnetoskamieniałość Magnetosom Bakterie magnetotaktyczne Magnetorecepcja Mikroskamieniałości zakodowany gen Druza Cupriavidus metallidurans Wieloszczety biomineralizujące Odżywki mineralne Mata mikrobiologiczna Skostnienie permineralizacja petryfikacja Ochrona łupków z Burgess
v T mi

Stan nasycenia opalowej krzemionki wzrasta wraz z głębokością w oceanie z powodu rozpuszczania tonących cząstek opalu wytwarzanych w powierzchniowych wodach oceanicznych, ale nadal pozostaje na tyle niski, że reakcja tworzenia biogenicznej opalowej krzemionki pozostaje termodynamicznie niekorzystna. Pomimo niesprzyjających warunków organizmy mogą wykorzystywać rozpuszczony kwas krzemowy do wytwarzania opalizujących muszli krzemionkowych poprzez biologicznie kontrolowaną biomineralizację. Ilość opalizującej krzemionki, która trafia na dno morskie, zależy od szybkości tonięcia, rozpuszczania i głębokości słupa wody.

Eksport krzemionki w głąb oceanu

Szybkość rozpuszczania tonącej opalowej krzemionki (B-SiO ₂ ) w słupie wody wpływa na powstawanie szlamu krzemionkowego na dnie oceanu. Szybkość rozpuszczania krzemionki zależy od stanu nasycenia krzemionki opalowej w słupie wody oraz od ponownego upakowania cząstek krzemionki opalowej w większe cząstki z powierzchni oceanu. Przepakowywanie to tworzenie (a czasami ponowne tworzenie) stałej materii organicznej (zwykle granulek kałowych) wokół opalowej krzemionki. Materia organiczna chroni przed natychmiastowym rozpuszczeniem krzemionki opalowej do kwasu krzemowego, co pozwala na zwiększoną sedymentację dna morskiego. Głębokość kompensacji opalu, podobnie jak głębokość kompensacji węglanu , występuje na około 6000 metrów. Poniżej tej głębokości następuje większe rozpuszczanie opalowej krzemionki w kwasie krzemowym niż tworzenie opalowej krzemionki z kwasu krzemowego. Tylko 4% opalowej krzemionki wytworzonej w powierzchni oceanu będzie średnio osadzane na dnie morskim, podczas gdy pozostałe 96% podlega recyklingowi w słupie wody.

Stawki akumulacji

Krzemionkowe szlamy gromadzą się przez długi czas. Na otwartym oceanie szlam krzemionkowy gromadzi się w ilości około 0,01 mol Sim- ² rok- ¹ . Najszybsze tempo akumulacji mułu krzemionkowego występuje w głębokich wodach Oceanu Południowego (0,1 mol Si m ^-2 rok ^-1 ), gdzie produkcja i eksport krzemionki biogenicznej jest największa. Szkielety okrzemek i radiolarian, które tworzą osady z Oceanu Południowego, mogą zapaść się na dno morskie od 20 do 50 lat. Cząsteczki krzemionki mogą opaść szybciej, jeśli zostaną zamknięte w peletkach kałowych większych organizmów. Po osadzeniu krzemionka nadal się rozpuszcza i krąży, opóźniając długotrwałe zakopywanie cząstek, aż do osiągnięcia głębokości 10–20 cm w warstwie osadu.

Formacja czarterów morskich

Kiedy opalowa krzemionka gromadzi się szybciej niż się rozpuszcza, jest zakopywana i może zapewnić środowisko diagenetyczne dla formowania się rogów morskich . Procesy prowadzące do powstawania rogów zaobserwowano na Oceanie Południowym, gdzie akumulacja mułu krzemionkowego jest najszybsza. Formacja Chert może jednak trwać dziesiątki milionów lat. Fragmenty szkieletów z organizmów krzemionkowych podlegają rekrystalizacji i cementacji. Chert jest głównym losem zakopanego mułu krzemionkowego i trwale usuwa krzemionkę z obiegu krzemionki oceanicznej .

Lokalizacje geograficzne

Mapa świata przedstawiająca rozmieszczenie osadów pelagicznych. Zielony: osady krzemionkowe. Biały: Osady obrzeża kontynentalnego. Niebieski: osady lodowcowe. Pomarańczowy: osady ukształtowane na lądzie. Brązowy: glina pelagiczna. Żółty: osady wapienne.

W obszarach upwellingu tworzą się szlamy krzemionkowe, które dostarczają cennych składników odżywczych dla wzrostu organizmów krzemionkowych żyjących w oceanicznych wodach powierzchniowych. Godnym uwagi przykładem jest Ocean Południowy, gdzie konsekwentne wypływy wód okołobiegunowych Indii, Pacyfiku i Antarktyki doprowadziły do ​​powstania ciągłego mułu krzemionkowego, który rozciąga się na całym świecie. Istnieje pasmo krzemionkowego mułu będącego wynikiem zwiększonego upwellingu równikowego w osadach Oceanu Spokojnego poniżej Prądu Północnego Równikowego . W subpolarnym Północnym Pacyfiku upwelling występuje wzdłuż wschodniej i zachodniej strony basenu od Prądu Alaski i Prądu Oyashio . W tych subpolarnych regionach wzdłuż dna morskiego występuje szlam krzemionkowy. Prądy graniczne w basenie oceanicznym, takie jak Prąd Humboldta i Prąd Somalijski, są przykładami innych prądów upwellingowych, które sprzyjają tworzeniu mułu krzemionkowego.

Szlam krzemionkowy jest często klasyfikowany na podstawie jego składu. Wydzielina okrzemkowa składa się głównie ze szkieletów okrzemek i zwykle znajduje się wzdłuż krawędzi kontynentów na wyższych szerokościach geograficznych. Szlam okrzemkowy występuje w Oceanie Południowym i Północnym Pacyfiku. Śluzy promieniotwórcze składają się głównie ze szkieletów promieniotwórczych i znajdują się głównie w tropikalnych regionach równikowych i subtropikalnych. Przykładami mułu promieniotwórczego są muły regionu równikowego, subtropikalnego regionu Pacyfiku i subtropikalnego basenu Oceanu Indyjskiego. Niewielką powierzchnię osadów głębinowych pokrywa muł radiolarian w równikowym basenie wschodniego Atlantyku.

Rola w oceanicznym cyklu krzemionki

Kwitnienie okrzemek na południowym Oceanie Atlantyckim, u wybrzeży Argentyny

Osadzanie się dna morskiego w postaci szlamu jest największym długoterminowym pochłaniaczem oceanicznego cyklu krzemionkowego (6,3 ± 3,6 Tmol Si rocznie ^-1 ). Jak zauważono powyżej, szlam ten jest przekształcany diagenetycznie w litosferyczny czart morski. Ten zlew jest z grubsza zrównoważony przez wietrzenie krzemianów i dopływy kwasu krzemowego z rzeki do oceanu. Szacuje się, że produkcja biogennej krzemionki w strefie fotycznej wynosi 240 ± 40 Tmol sirok- ¹ . Szybkie rozpuszczanie na powierzchni usuwa około 135 Tmol opalowego Si rok- ¹ , przekształcając go z powrotem w rozpuszczalny kwas krzemowy, który może być ponownie użyty do biomineralizacji. Pozostała opalizująca krzemionka jest eksportowana do głębin oceanicznych w postaci tonących cząstek. W głębokim oceanie kolejne 26,2 tmol Si-rok- ¹ jest rozpuszczane, zanim zostanie osadzone w osadach jako opalizująca krzemionka. Na granicy faz osad-woda ponad 90% krzemionki jest poddawana recyklingowi i poddawana procesowi upwellingu do ponownego wykorzystania w strefie fototycznej. Czas przebywania w biologicznej skali czasu szacuje się na około 400 lat, przy czym każda cząsteczka krzemionki jest poddawana recyklingowi 25 razy przed zakopaniem osadu.

Krzemionkowe szlamy i sekwestracja węgla

Okrzemki są głównymi producentami, którzy przekształcają dwutlenek węgla w węgiel organiczny poprzez fotosyntezę i eksportują węgiel organiczny z powierzchni oceanu do głębin morskich za pomocą pompy biologicznej . Okrzemki mogą zatem być znaczącym pochłaniaczem dwutlenku węgla w wodach powierzchniowych. Ze względu na stosunkowo duże rozmiary okrzemek (w porównaniu z innymi fitoplanktonami) są w stanie przyjąć więcej całkowitego dwutlenku węgla. Dodatkowo, okrzemki nie uwalniają do środowiska dwutlenku węgla podczas tworzenia ich opalizujących muszli krzemianowych. Fitoplankton, który buduje muszle wapniowo-węglanowe (tj. kokolitofory) uwalnia dwutlenek węgla jako produkt uboczny podczas tworzenia muszli, co czyni je mniej wydajnym pochłaniaczem dwutlenku węgla. Opalizujące szkielety krzemianowe zwiększają prędkość opadania cząstek okrzemkowych (tj. węgla) z powierzchni oceanu do dna morskiego.  

Eksperymenty z nawożeniem żelazem

Atmosferyczny poziom dwutlenku węgla rośnie wykładniczo od czasu rewolucji przemysłowej, a naukowcy badają sposoby na złagodzenie atmosferycznego poziomu dwutlenku węgla poprzez zwiększenie absorpcji dwutlenku węgla w powierzchni oceanu poprzez fotosyntezę. Wzrost absorpcji dwutlenku węgla w wodach powierzchniowych może prowadzić do większej sekwestracji węgla w głębinach morskich przez pompę biologiczną. Dynamika kwitnienia okrzemek, ich balastowanie opalizowaną krzemionką oraz różne wymagania pokarmowe sprawiły, że okrzemki stały się przedmiotem zainteresowania eksperymentów z sekwestracją węgla.

Projekty nawożenia żelazem , takie jak eksperymenty wzbogacania żelaza SERIES, wprowadziły żelazo do basenów oceanicznych, aby sprawdzić, czy zwiększa to szybkość pochłaniania dwutlenku węgla przez okrzemki i ostatecznie zatapia go w głębinach oceanicznych. Żelazo jest składnikiem odżywczym ograniczającym fotosyntezę okrzemek w obszarach oceanicznych o wysokiej zawartości składników odżywczych i niskiej zawartości chlorofilu , dlatego zwiększenie ilości dostępnego żelaza może prowadzić do późniejszego wzrostu fotosyntezy, co czasami prowadzi do zakwitu okrzemek. Ten wzrost usuwa więcej dwutlenku węgla z atmosfery. Chociaż pochłaniane jest więcej dwutlenku węgla, tempo sekwestracji węgla w osadach głębinowych jest ogólnie niskie. Większość dwutlenku węgla pochłoniętego w procesie fotosyntezy jest kilkakrotnie zawracana w warstwie powierzchniowej, zanim trafi do głębin oceanicznych w celu sekwestracji.

Paleo-eczy

Część serii na
Cykle biogeochemiczne
Rower wodny Rower wodny cykl głębokiej wody
Obieg węgla Światowy atmosferyczny ziemski oceaniczny Sekwestr pochłaniacz węgla głęboki cykl węglowy węgiel w glebie grzyby mikoryzowe Lasy borealne
Cykl składników odżywczych Cykl wodorowy Cykl azotowy wpływ człowieka nitryfikacja azot i porosty fiksacja asymilacja Cykl tlenowy Cykl fosforu asymilacja Cykl siarki asymilacja
Cykl rockowy Cykl rockowy Cykl wapniowy Cykl krzemionkowy Cykl węglanowo-krzemianowy
Cykl morski Morskie cykle biogeochemiczne Pompa biologiczna pętla mikrobiologiczna przeciek wirusowy szlam wapienny Krzemionkowy szlam
Cykl metanu Metan atmosferyczny Klatrat metanu hipoteza pistoletu klatratowego Emisje metanu z Arktyki
Inne cykle Aluminium Arsen Brom Chlor Chrom Fluor Złoto Jod Żelazo Ołów Lit Mangan rtęć ozon–tlen selen wanad cynk
powiązane tematy Biogeochemia cykl geochemiczny cykl chemiczny chemia środowiskowa Biosekwestracja zakwaszenie oceanu kwaśny deszcz Biogeochemiczne granice planety
Grupy badawcze DAAC GEOŚLADY IMBER NOBM SOLAS
v T mi

Rdzenie osadowe, takie jak te z południowego Atlantyku, pozwalają paleoceanografom obsługiwać i badać paleo-ozes

Przed organizmami krzemionkowymi

W prekambrze stężenie krzemionki w oceanach było o rząd wielkości wyższe niż we współczesnych oceanach. Uważa się, że w tym okresie nastąpiła ewolucja biokrzemionkowania. Kiedy w wodach powierzchniowych zaczęły rozwijać się organizmy sekwestrujące krzemionkę, takie jak radiolarian i okrzemki, powstały szlamy krzemionkowe.

Ewolucja organizmów krzemionkowych

Radiolaria

Dowody ze skamielin sugerują, że radiolariany pojawiły się po raz pierwszy w późnym kambrze jako swobodnie unoszące się organizmy w płytkiej wodzie. Znalazły się one w zapisie kopalnym dopiero w ordowiku . Radiolaryty wyewoluowały w regionach upwellingu w obszarach o wysokiej produktywności pierwotnej i są najstarszymi znanymi organizmami zdolnymi do wydzielania muszli. Szczątki radiolarianów zachowały się w chert; produkt uboczny transformacji mułu krzemionkowego. W mezozoiku miały miejsce główne zjawiska specjacyjne radiolarianów . Wiele z tych gatunków wyginęło we współczesnym oceanie. Naukowcy stawiają hipotezę, że konkurencja z okrzemkami o rozpuszczoną krzemionkę w kenozoiku jest prawdopodobną przyczyną masowego wymierania większości gatunków radiolarian.

Okrzemki

Najstarsze dobrze zachowane skamieniałości okrzemek datuje się na początek okresu jurajskiego . Jednak zapis molekularny sugeruje, że okrzemki wyewoluowały co najmniej 250 milionów lat temu w triasie . Wraz z ewolucją i rozprzestrzenianiem się nowych gatunków okrzemek poziom krzemionki w oceanie zaczął spadać. Obecnie istnieje około 100 000 gatunków okrzemek, z których większość jest mikroskopijna (2-200 μm). Niektóre wczesne okrzemki były większe i mogły mieć średnicę od 0,2 do 22 mm.

Najwcześniejsze okrzemki były promieniście centryczne i żyły w płytkiej wodzie blisko brzegu. Te wczesne okrzemki były przystosowane do życia na bentosie, ponieważ ich zewnętrzne powłoki były ciężkie i uniemożliwiały im swobodny przepływ. Swobodnie pływające okrzemki, znane jako dwubiegunowe i wielobiegunowe centryczne, zaczęły ewoluować około 100 milionów lat temu w okresie kredy . Okrzemki kopalne są przechowywane w ziemi okrzemkowej (zwanej również ziemią okrzemkową ), która jest jednym z produktów ubocznych przemiany szlamu w formację skalną. Gdy cząstki okrzemkowe zaczęły opadać na dno oceanu, węgiel i krzemionka zostały przesunięte wzdłuż krawędzi kontynentów. Węgiel sekwestrowany wzdłuż brzegów kontynentów stał się dziś głównymi rezerwami ropy naftowej. Ewolucja okrzemek to czas w historii geologicznej Ziemi, w którym w znacznym stopniu usunięto dwutlenek węgla z atmosfery, jednocześnie zwiększając poziom tlenu w atmosferze.

Jak naukowcy używają paleo-Ooze

Paleoceanografowie badają prehistoryczne osady, aby poznać zmiany zachodzące w oceanach w czasie. Rozkład osadów i wzorce depozycji szlamów informują naukowców o prehistorycznych obszarach oceanów, w których panowały doskonałe warunki do wzrostu organizmów krzemionkowych.

Naukowcy badają paleo-oze, pobierając rdzenie osadów głębinowych. Warstwy osadów w tych rdzeniach ujawniają wzorce osadzania się oceanu w czasie. Naukowcy wykorzystują paleo-ozes jako narzędzia, dzięki którym mogą lepiej wnioskować o warunkach oceanów paleo. Szybkości akrecji paleo-szlamu można wykorzystać do określenia cyrkulacji głębinowej, aktywności tektonicznej i klimatu w określonym momencie. Szlamy są również przydatne w określaniu historycznych liczebności organizmów krzemionkowych.

Formacja Burubaital

Formacja Burubatialna, położona w regionie Zachodnich Bałchów w Kazachstanie, jest najstarszym znanym głębinowym depozytem biogenicznym. Formacja Burubaital składa się głównie z chertu, który formował się na przestrzeni 15 milionów lat (późny kambr - środkowy ordowik ). Jest prawdopodobne, że osady te powstały w regionie upwellingu na szerokościach podrównikowych. Formacja Burubaital składa się w dużej mierze z radiolarytów, ponieważ okrzemki jeszcze nie wyewoluowały w czasie jej powstawania. Osady Burubaital doprowadziły badaczy do przekonania, że ​​radiolaria odegrała znaczącą rolę w późnym kambryjskim cyklu krzemionkowym. Późny kambr (497-485,4 mln lat temu) wyznacza okres przejściowy dla bioróżnorodności morskiej i jest początkiem gromadzenia się mułu na dnie morskim.

Przesunięcia dystrybucji w okresie miocenu

W miocenie nastąpiła zmiana w rozmieszczeniu geograficznym mułów krzemionkowych . Szesnaście milionów lat temu nastąpił stopniowy spadek osadów mułu krzemionkowego na Północnym Atlantyku i równoczesny wzrost osadów mułu krzemionkowego na Północnym Pacyfiku. Naukowcy spekulują, że ta zmiana reżimu mogła być spowodowana wprowadzeniem Nordic Sea Overflow Water, które przyczyniło się do powstania Głębokiej Wody Północnoatlantyckiej (NADW). Powstawanie antarktycznych wód dennych (AABW) nastąpiło mniej więcej w tym samym czasie, co formacja NADW. Powstanie NADW i AABW radykalnie przekształciło ocean i spowodowało przestrzenne przesunięcie populacji organizmów krzemionkowych.

Kwitnie paleoceński plankton

Granica kredowo-trzeciorzędowa była czasem globalnego masowego wymierania, powszechnie określanego jako masowe wymieranie KT . Podczas gdy większość organizmów znikała, morskie organizmy krzemionkowe kwitły we wczesnych morzach paleoceńskich. Jeden taki przykład miał miejsce w wodach w pobliżu Marlborough w Nowej Zelandii. Osady paleo-muzu wskazują na szybki wzrost zarówno okrzemek, jak i radiolarianów w tym czasie. Naukowcy uważają, że ten okres wysokiej produktywności biokrzemionki jest powiązany z globalnymi zmianami klimatycznymi. Ten boom na plankton krzemionkowy był największy w ciągu pierwszego miliona lat trzeciorzędu i uważa się, że był napędzany przez zwiększony upwelling w odpowiedzi na ochładzający się klimat i zwiększony obieg składników odżywczych w wyniku zmiany poziomu morza.

Zobacz też

• Ziemia okrzemkowa
• szlam wapienny

Bibliografia