.jpg/1280px-Centric_diatom_(3075277530).jpg)
El lodo silíceo es un tipo de sedimento pelágico biogénico ubicado en el fondo del océano profundo . Los lodos silíceos son los menos comunes de los sedimentos de aguas profundas 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 lodos silíceos están compuestos en gran parte por esqueletos a base de sílice de organismos marinos microscópicos como diatomeas y radiolarios . Otros componentes de los lodos silíceos cerca de los márgenes continentales pueden incluir partículas de sílice de origen terrestre y espículas de esponja. Los lodos silíceos están compuestos de esqueletos hechos de sílice opal SiO 2 · n H 2 O, a diferencia de los lodos 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 ambiente 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 opal en el agua de mar y la presencia de lodos silíceos.
.jpg/1280px-Radiolarian_-_Podocyrtis_ampla_(29391267424).jpg)
Los organismos marinos silíceos, como las diatomeas y los radiolarios, utilizan sílice para formar esqueletos a través de 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 son transportadas a vesículas de deposición de sílice donde se transforman en sílice ópalo (B-SiO 2 ). Las diatomeas y los radiolarios tienen proteínas especializadas llamadas transportadores de silicio que evitan la mineralización durante el secuestro y transporte de ácido silícico dentro del organismo. [4]
La fórmula química para la absorción biológica del ácido silícico es:
El estado de saturación de sílice opalina aumenta con la profundidad del océano debido a la disolución de las partículas de ópalo que se hunden en las aguas superficiales del océano, pero sigue siendo lo suficientemente bajo como para que la reacción para formar sílice opalina biogénica siga siendo termodinámicamente desfavorable. A pesar de las condiciones desfavorables, los organismos pueden utilizar ácido silícico disuelto para fabricar conchas de sílice opalina mediante biomineralización controlada biológicamente. [4] La cantidad de sílice opalina que llega al fondo marino está determinada por las tasas de hundimiento, disolución y profundidad de la columna de agua. [5]
La tasa de disolución de la sílice opalina que se hunde (B-SiO 2 ) en la columna de agua afecta la formación de lodo silíceo en el fondo del océano. La tasa de disolución de la sílice depende del estado de saturación de la sílice opalina en la columna de agua y del reempaquetamiento de las partículas de sílice opalina dentro de partículas más grandes de la superficie del océano. [3] El reempaquetamiento es la formación (y a veces la nueva formación) de materia orgánica sólida (generalmente bolitas fecales) alrededor de la sílice opalina. La materia orgánica protege contra la disolución inmediata de la sílice opalina en ácido silícico, lo que permite una mayor sedimentación del fondo marino. La profundidad de compensación de ópalo, similar a la profundidad de compensación de carbonato , ocurre aproximadamente a 6000 metros. Por debajo de esta profundidad, hay una mayor disolución de la sílice opalina en ácido silícico que la formación de sílice opalina a partir de ácido silícico. En promedio, solo el cuatro por ciento de la sílice opalina producida en la superficie del océano se depositará en el fondo marino, mientras que el 96 por ciento restante se recicla en la columna de agua. [3]
Los lodos silíceos se acumulan en escalas de tiempo largas. En el océano abierto, el lodo silíceo se acumula a una tasa de aproximadamente 0,01 mol Si m −2 año −1 . [6] Las tasas de acumulación más rápidas de lodo silíceo ocurren en las aguas profundas del Océano Austral (0,1 mol Si m −2 año −1 ) donde la producción y exportación de sílice biogénica es mayor. [7] Los esqueletos de diatomeas y radiolarios que componen los lodos del Océano Austral pueden tardar entre 20 y 50 años en hundirse hasta el fondo marino. [6] Las partículas silíceas pueden hundirse más rápido si están envueltas en las heces de organismos más grandes. [6] Una vez depositada, la sílice continúa disolviéndose y ciclándose, retrasando el enterramiento a largo plazo de las partículas hasta que se alcanza una profundidad de 10 a 20 cm en la capa de sedimento. [6]
Cuando la sílice opal se acumula más rápido de lo que se disuelve, queda enterrada y puede proporcionar un entorno diagenético para la formación de sílex marino . [8] Los procesos que conducen a la formación de sílex se han observado en el Océano Austral, donde la acumulación de exudado silíceo es más rápida. [8] Sin embargo, la formación de sílex puede tardar decenas de millones de años. [7] Los fragmentos de esqueletos de organismos silíceos están sujetos a recristalización y cementación. [8] El sílex es el principal destino del exudado silíceo enterrado y elimina permanentemente la sílice del ciclo de sílice oceánico .
Los lodos silíceos se forman en áreas de afloramiento que proporcionan nutrientes valiosos para el crecimiento de organismos silíceos que viven en aguas superficiales oceánicas. [9] Un ejemplo notable es el océano Austral, donde el afloramiento constante de aguas profundas circumpolares Índicas, del Pacífico y de la Antártida ha dado lugar a un lodo silíceo contiguo que se extiende alrededor del globo. [7] Hay una banda de lodo silíceo que es el resultado de un afloramiento ecuatorial mejorado en sedimentos del océano Pacífico debajo de la corriente ecuatorial del norte . En el Pacífico norte subpolar, el afloramiento ocurre a lo largo de los lados este y oeste de la cuenca desde la corriente de Alaska y la corriente de Oyashio . El lodo silíceo está presente a lo largo del fondo marino en estas regiones subpolares. Las corrientes limítrofes de la cuenca oceánica, como la corriente de Humboldt y la corriente somalí, son ejemplos de otras corrientes ascendentes que favorecen la formación de lodo silíceo. [8]
El lodo silíceo se clasifica a menudo en función de su composición. Los lodos diatomáceos están formados predominantemente por esqueletos de diatomeas y se encuentran típicamente a lo largo de los márgenes continentales en latitudes más altas. [9] Los lodos diatomáceos están presentes en el Océano Austral y el Océano Pacífico Norte. [9] [10] Los lodos radiolarios están formados principalmente por esqueletos radiolarios y se encuentran principalmente en las regiones ecuatoriales tropicales y subtropicales. [10] Ejemplos de lodos radiolarios son los lodos de la región ecuatorial, la región del Pacífico subtropical y la cuenca subtropical del Océano Índico. Una pequeña superficie de sedimento de aguas profundas está cubierta por lodo radiolario en la cuenca ecuatorial del Atlántico Oriental. [10]
La deposición en el fondo marino profundo en forma de lodo es el mayor sumidero a largo plazo del ciclo oceánico de sílice (6,3 ± 3,6 Tmol Si año −1 ). [11] Como se señaló anteriormente, este lodo se transforma diagenéticamente en sílex marino litosférico. Este sumidero se equilibra aproximadamente con la meteorización del silicato y los aportes fluviales de ácido silícico al océano. [11] Se estima que la producción de sílice biogénica en la zona fótica es de 240 ± 40 Tmol Si año −1 . [10] La disolución rápida en la superficie elimina aproximadamente 135 Tmol Si ópalo año −1 , convirtiéndolo de nuevo en ácido silícico soluble que se puede volver a utilizar para la biomineralización. [11] La sílice ópalo restante se exporta al océano profundo en partículas que se hunden. [11] En las profundidades del océano, se disuelven otros 26,2 Tmol de Si por año −1 antes de depositarse en los sedimentos como sílice opalina. [11] En la interfaz sedimento-agua, más del 90% de la sílice se recicla y se eleva para su uso nuevamente en la zona fótica. [11] Se estima que el tiempo de residencia en una escala de tiempo biológica es de aproximadamente 400 años, y cada molécula de sílice se recicla 25 veces antes del entierro del sedimento. [11]
Las diatomeas son productores primarios que convierten el dióxido de carbono en carbono orgánico a través de la fotosíntesis y exportan carbono orgánico desde la superficie del océano hasta las profundidades del mar a través de la bomba biológica . [12] Por lo tanto, las diatomeas pueden ser un sumidero significativo de dióxido de carbono en las aguas superficiales. Debido al tamaño relativamente grande de las diatomeas (en comparación con otro fitoplancton), pueden absorber más dióxido de carbono total. Además, las diatomeas no liberan dióxido de carbono al medio ambiente durante la formación de sus conchas de silicato opalino. [12] El fitoplancton que construye conchas de carbonato de calcio (es decir, cocolitóforos) libera dióxido de carbono como subproducto durante la formación de la concha, lo que los convierte en un sumidero menos eficiente para el dióxido de carbono. [13] Los esqueletos de silicato opalino mejoran 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 marinas a través de la bomba biológica. La dinámica de floración de las diatomeas, su lastrado por sílice opal y diversos requisitos de nutrientes han hecho de las diatomeas un foco de atención para los experimentos de secuestro de carbono.
Los proyectos de fertilización con hierro, como los experimentos de enriquecimiento con hierro de SERIES, han introducido hierro en las cuencas oceánicas para comprobar 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 las 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 de la fotosíntesis, que a veces da lugar a una floración de diatomeas. Este aumento elimina más dióxido de carbono de la atmósfera. Aunque se absorbe 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 más altas que en los océanos modernos. Se cree que la evolución de la biosilicificación surgió durante este período de tiempo. [15] Los lodos silíceos se formaron una vez que los organismos secuestradores de sílice, como los radiolarios y las diatomeas, comenzaron a prosperar en las aguas superficiales. [15]
La evidencia fósil sugiere que los radiolarios surgieron por primera vez durante el Cámbrico tardío como organismos de aguas poco profundas que flotaban libremente. [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 concha. [17] Los restos de radiolarios se conservan en sílex; un subproducto de la transformación del exudado silíceo. [18] Los principales eventos de especiación de 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 la sílice disuelta durante el Cenozoico es la causa probable de la extinción masiva de la mayoría de las especies de radiolarios.
Los fósiles de diatomeas mejor conservados más antiguos 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 nuevas especies de diatomeas evolucionaron y se extendieron, 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 diatomeas tempranas 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 capas externas eran pesadas y les impedían flotar libremente. [19] Las diatomeas que flotan libremente, conocidas como bipolares y multipolares céntricas, 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 lodo 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 al mismo tiempo que aumenta los niveles de oxígeno atmosférico. [12]
Los paleoceanógrafos estudian los lodos prehistóricos para aprender sobre los cambios en los océanos a lo largo del tiempo. [9] La distribución de sedimentos y los patrones de deposición de los lodos informan a los científicos sobre las áreas prehistóricas de los océanos que exhibieron condiciones óptimas para el crecimiento de organismos silíceos. [9]
Los científicos examinan el paleo-limo tomando núcleos de sedimentos de aguas profundas. [9] Las capas de sedimentos en estos núcleos revelan los patrones de deposición del océano a lo largo del tiempo. Los científicos utilizan los paleo-limos como herramientas para poder inferir mejor las condiciones de los paleo-océanos. [9] Las tasas de acreción del paleo-limo se pueden utilizar para determinar la circulación de aguas profundas, la actividad tectónica y el clima en un punto específico en el tiempo. Los limos también son útiles para determinar las abundancias históricas de organismos silíceos. [21]
La Formación Burubaital, ubicada en la región de Balkhash occidental de Kazajstán, es el depósito biogénico abisal más antiguo conocido. [20] La Formación Burubaital está compuesta principalmente de sílex 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 afloramiento en latitudes subecuatoriales. [20] La Formación Burubaital está compuesta en gran parte de radiolaritas, ya que las diatomeas aún no habían evolucionado en el momento de su formación. Los depósitos de Burubaital han llevado a los investigadores a creer que la radiolaria jugó un papel importante en el ciclo de sílice del Cámbrico tardío. [20] El Cámbrico tardío (497-485,4 millones de años) marca un momento de transición para la biodiversidad marina y es el comienzo de la acumulación de lodo en el fondo marino. [20]
Durante el Mioceno se produjo un cambio en la distribución geográfica de los lodos silíceos . [9] Hace dieciséis millones de años se produjo una disminución gradual de los depósitos de lodo silíceo en el Atlántico Norte y un aumento simultáneo de los depósitos de lodo silíceo en el Pacífico Norte. [9] Los científicos especulan que este cambio de régimen puede haber sido causado por la introducción del agua de desbordamiento del mar Nórdico, que contribuyó a la formación de las aguas profundas del Atlántico Norte (NADW). La formación de las aguas de fondo antárticas (AABW) se produjo aproximadamente al mismo tiempo que la formación de las NADW. [9] La formación de las NADW y las AABW transformaron drásticamente el océano y dieron lugar a un cambio de población espacial de los organismos silíceos. [9]
El límite Cretácico-Terciario fue una época de extinción masiva global, comúnmente conocida como la extinción masiva KT . Mientras la mayoría de los organismos estaban desapareciendo, los organismos silíceos marinos 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-limo indican que hubo un rápido crecimiento tanto de diatomeas como de radiolarios en esta época. Los científicos creen que este período de alta productividad biosilícea está vinculado a 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]
{{cite journal}}: Falta o está vacío |title=( ayuda )