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El exudado silíceo es un tipo de sedimento pelágico biogénico situado en el fondo del océano profundo . Los exudados silíceos son los sedimentos menos comunes de las profundidades marinas y constituyen aproximadamente el 15% del fondo del océano. [1] Los lodos se definen como sedimentos que contienen al menos un 30% de restos esqueléticos de microorganismos pelágicos. [2] Los exudados silíceos están compuestos en gran parte por esqueletos a base de sílice de organismos marinos microscópicos como diatomeas y radiolarios . Otros componentes de los exudados silíceos cerca de los márgenes continentales pueden incluir partículas de sílice de origen terrestre y espículas de esponja. Los exudados silíceos están compuestos de esqueletos hechos de sílice opalina SiO 2 · n H 2 O, a diferencia de los exudados calcáreos , que están hechos de esqueletos de organismos de carbonato de calcio ( CaCO 3 · n H 2 O) (es decir, cocolitóforos ). La sílice (Si) es un elemento bioesencial y se recicla eficientemente en el medio marino a través del ciclo de la sílice . [3] La distancia de las masas terrestres, la profundidad del agua y la fertilidad del océano son factores que afectan el contenido de sílice ópalo en el agua de mar y la presencia de exudados silíceos.
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Los organismos marinos silíceos, como las diatomeas y los radiolarios, utilizan sílice para formar esqueletos mediante un proceso conocido como biomineralización . Las diatomeas y los radiolarios han evolucionado para absorber sílice en forma de ácido silícico, Si(OH) 4 . Una vez que un organismo ha secuestrado moléculas de Si(OH) 4 en su citoplasma , las moléculas se transportan a vesículas de depósito de sílice donde se transforman en sílice ópalo (B-SiO 2 ). Las diatomeas y los radiolarios tienen proteínas especializadas llamadas transportadores de silicio que previenen la mineralización durante el secuestro y transporte del ácido silícico dentro del organismo. [4]
La fórmula química para la absorción biológica del ácido silícico es:
El estado de saturación de sílice opal aumenta con la profundidad del océano debido a la disolución de las partículas de ópalo que se hunden producidas en las aguas superficiales del océano, pero aún permanece lo suficientemente bajo como para que la reacción para formar sílice opal biogénica siga siendo termodinámicamente desfavorable. A pesar de las condiciones desfavorables, los organismos pueden utilizar ácido silícico disuelto para fabricar conchas de sílice opal mediante biomineralización biológicamente controlada. [4] La cantidad de sílice ópalo que llega al fondo marino está determinada por las tasas de hundimiento, disolución y profundidad de la columna de agua. [5]
La velocidad de disolución de la sílice opalina que se hunde (B-SiO 2 ) en la columna de agua afecta la formación de exudado silíceo en el fondo del océano. La velocidad de disolución de la sílice depende del estado de saturación de la sílice opal en la columna de agua y del reempaquetado de las partículas de sílice opal dentro de partículas más grandes de la superficie del océano. [3] El reenvasado es la formación (y a veces la reformación) de materia orgánica sólida (generalmente gránulos fecales) alrededor de la sílice opal. La materia orgánica protege contra la disolución inmediata de la sílice opal en ácido silícico, lo que permite una mayor sedimentación del fondo marino. La profundidad de compensación del ópalo, similar a la profundidad de compensación del carbonato , se produce aproximadamente a 6000 metros. Por debajo de esta profundidad, hay una mayor disolución de sílice opal en ácido silícico que la formación de sílice opal a partir de ácido silícico. Sólo el cuatro por ciento del sílice opalino producido en la superficie del océano se depositará, en promedio, en el fondo marino, mientras que el 96 por ciento restante se recicla en la columna de agua. [3]
Los exudados silíceos se acumulan durante largos períodos de tiempo. En mar abierto, el exudado silíceo se acumula a una velocidad de aproximadamente 0,01 mol Si m −2 yr −1 . [6] Las tasas de acumulación más rápidas de exudado silíceo se producen en las aguas profundas del Océano Austral (0,1 mol Si m −2 yr −1 ), donde la producción y exportación de sílice biogénica es mayor. [7] Los esqueletos de diatomeas y radiolarios que forman los exudados del Océano Austral pueden tardar entre 20 y 50 años en hundirse en el fondo del mar. [6] Las partículas silíceas pueden hundirse más rápido si están encerradas en las bolitas fecales de organismos más grandes. [6] Una vez depositada, la sílice continúa disolviéndose y ciclando, retrasando el entierro a largo plazo de partículas hasta que se alcanza una profundidad de 10 a 20 cm en la capa de sedimento. [6]
Cuando la sílice ópalo se acumula más rápido de lo que se disuelve, queda enterrada y puede proporcionar un entorno diagenético para la formación de pedernal marino . [8] Los procesos que conducen a la formación de pedernal se han observado en el Océano Austral, donde la acumulación de exudado silíceo es más rápida. [8] Sin embargo, la formación de pedernal puede tardar decenas de millones de años. [7] Los fragmentos de esqueleto de organismos silíceos están sujetos a recristalización y cementación. [8] El pedernal es el destino principal del exudado silíceo enterrado y elimina permanentemente la sílice del ciclo oceánico de la sílice .
Los exudados silíceos se forman en áreas de surgencias que proporcionan nutrientes valiosos para el crecimiento de organismos silíceos que viven en las aguas superficiales del océano. [9] Un ejemplo notable es el océano Austral, donde el constante afloramiento de aguas profundas circumpolares del Índico, el Pacífico y la Antártida ha dado lugar a un exudado silíceo contiguo que se extiende por todo el mundo. [7] Hay una banda de exudado silíceo que es el resultado de una mayor surgencia ecuatorial en los sedimentos del Océano Pacífico debajo de la Corriente Ecuatorial Norte . En el Pacífico Norte subpolar, se producen afloramientos a lo largo de los lados este y oeste de la cuenca desde la corriente de Alaska y la corriente de Oyashio . El exudado silíceo está presente a lo largo del fondo marino en estas regiones subpolares. Las corrientes limítrofes de las cuencas oceánicas, como la corriente de Humboldt y la corriente de Somalia, son ejemplos de otras corrientes ascendentes que favorecen la formación de exudado silíceo. [8]
El exudado silíceo a menudo se clasifica según su composición. Los exudados de diatomeas están formados predominantemente por esqueletos de diatomeas y normalmente se encuentran a lo largo de los márgenes continentales en latitudes más altas. [9] Los exudados de diatomeas están presentes en el Océano Austral y el Océano Pacífico Norte. [9] [10] Los exudados de radiolarios están formados principalmente por esqueletos de radiolarios y se encuentran principalmente en regiones tropicales ecuatoriales y subtropicales. [10] Ejemplos de exudado radiolario son los exudados de la región ecuatorial, la región subtropical del Pacífico y la cuenca subtropical del Océano Índico. Una pequeña superficie de sedimentos de aguas profundas está cubierta por exudado radiolario en la cuenca ecuatorial del Atlántico este. [10]
La deposición del fondo marino profundo en forma de exudado es el mayor sumidero a largo plazo del ciclo del sílice oceánico (6,3 ± 3,6 Tmol Si año -1 ). [11] Como se señaló anteriormente, este exudado se transforma diagenéticamente en pedernal marino litosférico. Este sumidero se equilibra aproximadamente con la erosión de los silicatos y las aportaciones de ácido silícico de los ríos al océano. [11] La producción de sílice biogénica en la zona fótica se estima en 240 ± 40 Tmol si año −1 . [10] La rápida disolución en la superficie elimina aproximadamente 135 Tmol de ópalo Si año -1 , convirtiéndolo nuevamente en ácido silícico soluble que puede usarse nuevamente para la biomineralización. [11] El sílice opalino restante se exporta a las profundidades del océano en forma de partículas que se hunden. [11] En las profundidades del océano, otros 26,2 Tmol Si Año −1 se disuelven antes de depositarse en los sedimentos como sílice opal. [11] En la interfaz sedimento-agua, más del 90% de la sílice se recicla y sube para usarse nuevamente en la zona fótica. [11] Se estima que el tiempo de residencia en una escala de tiempo biológica es de unos 400 años, y cada molécula de sílice se recicla 25 veces antes del entierro del sedimento. [11]
Las diatomeas son productoras primarias que convierten el dióxido de carbono en carbono orgánico a través de la fotosíntesis y exportan carbono orgánico desde la superficie del océano a las profundidades del mar a través de la bomba biológica . [12] Por lo tanto, las diatomeas pueden ser un importante sumidero de dióxido de carbono en las aguas superficiales. Debido al tamaño relativamente grande de las diatomeas (en comparación con otros fitoplancton), pueden absorber más dióxido de carbono total. Además, las diatomeas no liberan dióxido de carbono al medio ambiente durante la formación de sus cáscaras de silicato opalino. [12] El fitoplancton que construye cáscaras de carbonato de calcio (es decir, cocolitóforos) libera dióxido de carbono como subproducto durante la formación de la cáscara, lo que los convierte en un sumidero menos eficiente de dióxido de carbono. [13] Los esqueletos de silicato de ópalo aumentan la velocidad de hundimiento de las partículas de diatomeas (es decir, carbono) desde la superficie del océano hasta el fondo marino. [14]
Los niveles de dióxido de carbono atmosférico han aumentado exponencialmente desde la Revolución Industrial [13] y los investigadores están explorando formas de mitigar los niveles de dióxido de carbono atmosférico aumentando la absorción de dióxido de carbono en la superficie del océano a través de la fotosíntesis. [14] Un aumento en la absorción de dióxido de carbono en las aguas superficiales puede conducir a un mayor secuestro de carbono en las profundidades del mar a través de la bomba biológica. La dinámica de floración de las diatomeas, su lastre por sílice ópalo y diversos requisitos de nutrientes han convertido a las diatomeas en un foco de experimentos de secuestro de carbono.
Los proyectos de fertilización con hierro , como los experimentos de enriquecimiento de hierro de la SERIE, han introducido hierro en cuencas oceánicas para probar si esto aumenta la tasa de absorción de dióxido de carbono por las diatomeas y, en última instancia, lo hunde en las profundidades del océano. [13] El hierro es un nutriente limitante para la fotosíntesis de diatomeas en áreas del océano con alto contenido de nutrientes y bajo contenido de clorofila , por lo que aumentar la cantidad de hierro disponible puede conducir a un aumento posterior en la fotosíntesis, lo que a veces resulta en una floración de diatomeas. Este aumento elimina más dióxido de carbono de la atmósfera. Aunque se está absorbiendo más dióxido de carbono, la tasa de secuestro de carbono en los sedimentos de las profundidades marinas es generalmente baja. La mayor parte del dióxido de carbono absorbido durante el proceso de fotosíntesis se recicla dentro de la capa superficial varias veces antes de llegar a las profundidades del océano para ser secuestrado. [13]
Durante el Precámbrico , las concentraciones de sílice oceánica eran un orden de magnitud mayores que en los océanos modernos. Se cree que la evolución de la biosilicificación surgió durante este período. [15] Los exudados silíceos se formaron una vez que los organismos secuestradores de sílice, como los radiolarios y las diatomeas, comenzaron a florecer en las aguas superficiales. [15]
La evidencia fósil sugiere que los radiolarios surgieron por primera vez a finales del Cámbrico como organismos que flotaban libremente en aguas poco profundas. [16] No se volvieron prominentes en el registro fósil hasta el Ordovícico . [16] Los radiolaritos evolucionaron en regiones de afloramiento en áreas de alta productividad primaria y son los organismos más antiguos conocidos capaces de secreción de conchas. [17] Los restos de radiolarios se conservan en pedernal; un subproducto de la transformación del exudado silíceo. [18] Los principales eventos de especiación de los radiolarios ocurrieron durante el Mesozoico . [19] Muchas de esas especies ahora están extintas en el océano moderno. [16] Los científicos plantean la hipótesis de que la competencia con las diatomeas por el sílice disuelto durante el Cenozoico es la causa probable de la extinción masiva de la mayoría de las especies de radiolarios.
Los fósiles de diatomeas más antiguos y bien conservados datan de principios del período Jurásico . Sin embargo, el registro molecular sugiere que las diatomeas evolucionaron hace al menos 250 millones de años durante el Triásico . [20] A medida que evolucionaron y se extendieron nuevas especies de diatomeas, los niveles de sílice oceánico comenzaron a disminuir. [19] Hoy en día, se estima que hay 100.000 especies de diatomeas, la mayoría de las cuales son microscópicas (2-200 μm). [19] Algunas de las primeras diatomeas eran más grandes y podían tener entre 0,2 y 22 mm de diámetro. [17]
Las primeras diatomeas eran radialmente céntricas y vivían en aguas poco profundas cerca de la costa. [19] Estas primeras diatomeas se adaptaron para vivir en el bentos, ya que sus caparazones exteriores eran pesados y les impedían flotar libremente. [19] Las diatomeas flotantes, conocidas como céntricas bipolares y multipolares, comenzaron a evolucionar hace aproximadamente 100 millones de años durante el Cretácico . [19] Las diatomeas fósiles se conservan en diatomita (también conocida como tierra de diatomeas ), que es uno de los subproductos de la transformación de exudado a formación rocosa. [19] A medida que las partículas de diatomeas comenzaron a hundirse en el fondo del océano, el carbono y la sílice fueron secuestrados a lo largo de los márgenes continentales. El carbono secuestrado a lo largo de los márgenes continentales se ha convertido en las principales reservas de petróleo de la actualidad. [12] La evolución de las diatomeas marca un momento en la historia geológica de la Tierra de eliminación significativa de dióxido de carbono de la atmósfera y al mismo tiempo aumenta los niveles de oxígeno atmosférico. [12]
Los paleoceanógrafos estudian los lodos prehistóricos para conocer los cambios en los océanos a lo largo del tiempo. [9] La distribución de sedimentos y los patrones de deposición de exudados informan a los científicos sobre áreas prehistóricas de los océanos que exhibieron condiciones óptimas para el crecimiento de organismos silíceos. [9]
Los científicos examinan el paleo-exudado tomando núcleos de sedimentos de aguas profundas. [9] Las capas de sedimento en estos núcleos revelan los patrones de deposición del océano a lo largo del tiempo. Los científicos utilizan paleo-océanos como herramientas para poder inferir mejor las condiciones de los paleo-océanos. [9] Las tasas de acreción del exudado paleo se pueden utilizar para determinar la circulación en aguas profundas, la actividad tectónica y el clima en un momento específico. Los lodos también son útiles para determinar las abundancias históricas de organismos silíceos. [21]
La Formación Burubatial, ubicada en la región de Balkhash Occidental en Kazajstán, es el depósito biogénico abisal más antiguo conocido. [20] La Formación Burubaital está compuesta principalmente de pedernal que se formó durante un período de 15 millones de años ( Cámbrico tardío - Ordovícico medio ). [20] Es probable que estos depósitos se formaran en una región de surgencia en latitudes subecuatoriales. [20] La Formación Burubaital está compuesta en gran parte por radiolaritas, ya que las diatomeas aún tenían que evolucionar en el momento de su formación. Los depósitos de Burubaital han llevado a los investigadores a creer que los radiolarios desempeñaron un papel importante en el ciclo tardío del sílice del Cámbrico. [20] El Cámbrico tardío (497-485,4 millones de años) marca una época de transición para la biodiversidad marina y es el comienzo de la acumulación de exudado en el fondo marino. [20]
Durante el Mioceno se produjo un cambio en la distribución geográfica de los exudados silíceos . [9] Hace dieciséis millones de años hubo una disminución gradual de los depósitos de exudado silíceo en el Atlántico Norte y un aumento simultáneo de los depósitos de exudado silíceo en el Pacífico Norte. [9] Los científicos especulan que este cambio de régimen puede haber sido causado por la introducción de agua de desbordamiento del Mar Nórdico, que contribuyó a la formación de aguas profundas del Atlántico Norte (NADW). La formación de Agua del Fondo Antártico (AABW) ocurrió aproximadamente al mismo tiempo que la formación de NADW. [9] La formación de NADW y AABW transformó dramáticamente el océano y resultó en un cambio espacial de la población de organismos silíceos. [9]
El límite Cretácico-Terciario fue una época de extinción masiva global, comúnmente conocida como extinción masiva KT . Si bien la mayoría de los organismos estaban desapareciendo, los organismos marinos silíceos prosperaban en los mares del Paleoceno temprano. Un ejemplo de ello ocurrió en las aguas cercanas a Marlborough, Nueva Zelanda. [22] Los depósitos de paleo-lodo indican que hubo un rápido crecimiento tanto de diatomeas como de radiolarios en este momento. Los científicos creen que este período de alta productividad biosilícea está relacionado con los cambios climáticos globales. Este auge del plancton silíceo fue mayor durante el primer millón de años del período Terciario y se cree que fue impulsado por una mayor surgencia en respuesta a un clima más frío y un mayor ciclo de nutrientes debido a un cambio en el nivel del mar. [22]
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