Sílice biogénica

La sílice biogénica (bSi), también conocida como ópalo , ópalo biogénico o sílice opalina amorfa , forma uno de los minerales biogénicos más extendidos . Por ejemplo, las partículas microscópicas de sílice llamadas fitolitos se pueden encontrar en las hierbas y otras plantas.

La sílice es un óxido metaloide amorfo formado por complejos procesos de polimerización inorgánica . Esto se opone a los otros minerales biogénicos principales, que comprenden carbonato y fosfato , que se encuentran en la naturaleza como sólidos iono-covalentes cristalinos (por ejemplo, sales ) cuya precipitación está dictada por equilibrios de solubilidad . ^[1] Químicamente, bSi es sílice hidratada (SiO ₂ · n H ₂ O), que es esencial para muchas plantas y animales.

Las diatomeas, tanto en agua dulce como salada, extraen sílice disuelta del agua para utilizarla como componente de sus paredes celulares. Asimismo, algunos protozoos holoplanctónicos ( Radiolaria ), algunas esponjas y algunas plantas ( fitolitos de las hojas) utilizan silicio como material estructural. Se sabe que los pollos y las ratas necesitan silicio para el crecimiento y el desarrollo esquelético. El silicio se encuentra en los tejidos conectivos , los huesos , los dientes , la piel , los ojos , las glándulas y los órganos humanos .

El silicato , o ácido silícico (H ₄ SiO ₄ ), es un nutriente importante en el océano. A diferencia de otros nutrientes importantes como el fosfato , el nitrato o el amonio , que necesita casi todo el plancton marino , el silicato es un requisito químico esencial para una biota muy específica , incluidas las diatomeas , los radiolarios , los silicoflagelados y las esponjas silíceas . Estos organismos extraen silicato disuelto de las aguas superficiales del océano abierto para la acumulación de sus estructuras esqueléticas de sílice particulada (SiO ₂ ), u opalina (es decir, las partes duras de la biota). ^{[2] [3]} Algunas de las estructuras silíceas más comunes observadas en la superficie celular de los organismos secretores de sílice incluyen: espículas, escamas, placas sólidas, gránulos, frústulas y otras formas geométricas elaboradas, según la especie considerada. ^[4]

Se pueden distinguir cinco fuentes principales de sílice disuelta en el medio marino: ^[3]

• Afluencia fluvial de sílice disuelta a los océanos: 4,2 ± 0,8 × 10 ¹⁴ g SiO ₂ año ⁻¹
• Vulcanismo submarino y emanaciones hidrotermales asociadas : 1,9 ± 1,0 × 10 ¹⁴ g SiO ₂ año ⁻¹
• Meteorización glacial : 2 × 10 ¹² g SiO ₂ año ⁻¹
• Meteorización submarina a baja temperatura de basaltos oceánicos
• Parte de sílice también puede escapar de las aguas intersticiales enriquecidas con sílice de los sedimentos pelágicos del fondo marino.

Una vez que el organismo ha perecido, parte del material esquelético silíceo se disuelve , a medida que se deposita a través de la columna de agua , enriqueciendo las aguas profundas con sílice disuelta. ^[3] Algunas de las escamas silíceas también pueden conservarse a lo largo del tiempo como microfósiles en sedimentos de aguas profundas , lo que proporciona una ventana a las comunidades de plancton / protistos modernas y antiguas . Este proceso biológico ha operado, al menos desde el Paleozoico temprano , para regular el equilibrio de sílice en el océano. ^[4]

Los radiolarios ( Cámbrico / Ordovícico - Holoceno ), las diatomeas ( Cretácico - Holoceno ) y los silicoflagelados ( Cretácico - Holoceno ) forman los principales contribuyentes del océano al ciclo biogénico global de sílice a lo largo del tiempo geológico . Las diatomeas representan el 43% de la producción primaria del océano y son responsables de la mayor parte de la extracción de sílice de las aguas oceánicas en el océano moderno y durante gran parte de los últimos cincuenta millones de años. En contraste, los océanos del Jurásico y edades más antiguas, fueron caracterizados por los radiolarios como los principales filos que utilizan sílice. ^[2] Hoy en día, los radiolarios son los segundos (después de las diatomeas) productores principales de sílice amorfa suspendida en las aguas oceánicas. Su distribución va desde el Ártico hasta la Antártida , siendo más abundantes en la zona ecuatorial. En las aguas ecuatoriales del Pacífico , por ejemplo, se pueden observar alrededor de 16.000 especímenes por metro cúbico. ^[4]

El ciclo del silicio ha ganado cada vez más atención científica en la última década por varias razones:

En primer lugar , se cree ampliamente que el ciclo marino moderno de sílice está dominado por diatomeas para la fijación y exportación de materia particulada (incluido el carbono orgánico ), desde la zona eufótica hasta el océano profundo, a través de un proceso conocido como bomba biológica . Como resultado, las diatomeas y otros organismos secretores de sílice desempeñan un papel crucial en el ciclo global del carbono y tienen la capacidad de afectar las concentraciones atmosféricas de CO ₂ en una variedad de escalas de tiempo, secuestrando CO ₂ en el océano. Esta conexión entre la sílice biogénica y el carbono orgánico, junto con el potencial de conservación significativamente mayor de los compuestos silíceos biogénicos, en comparación con el carbono orgánico, hace que los registros de acumulación de ópalo sean muy interesantes para la paleoceanografía y la paleoclimatología .

En segundo lugar , la acumulación de sílice biogénica en el fondo marino contiene mucha información sobre dónde se ha producido la producción de exportaciones en escalas de tiempo que van desde cientos hasta millones de años. Por esta razón, los registros de deposición de ópalo proporcionan información valiosa sobre reorganizaciones oceanográficas a gran escala en el pasado geológico, así como sobre paleoproductividad.

En tercer lugar , el tiempo medio de residencia del silicato en los océanos es de aproximadamente 10.000 a 15.000 años. Este tiempo de residencia relativamente corto hace que las concentraciones y los flujos de silicato oceánico sean sensibles a las perturbaciones glaciales e interglaciales y, por lo tanto, un excelente indicador para evaluar los cambios climáticos. ^{[3] [5]}

Cada vez más, se analizan las proporciones isotópicas de oxígeno (O ¹⁸ :O ¹⁶ ) y silicio (Si ³⁰ :Si ^{28 ) a partir de sílice biogénica preservada en sedimentos lacustres y marinos para derivar registros del} cambio climático pasado y el ciclo de nutrientes (De La Rocha, 2006; Leng y Barker, 2006). Este es un enfoque particularmente valioso considerando el papel de las diatomeas en el ciclo global del carbono. Además, los análisis isotópicos de BSi son útiles para rastrear cambios climáticos pasados ​​en regiones como el Océano Austral , donde se conservan pocos carbonatos biogénicos .

Los restos de diatomeas y otros organismos que utilizan sílice se encuentran como sedimentos de ópalo dentro de depósitos pelágicos de aguas profundas. Los sedimentos pelágicos , que contienen cantidades significativas de restos biogénicos silíceos, se conocen comúnmente como lodo silíceo . El lodo silíceo es particularmente abundante en el océano moderno en latitudes altas en los hemisferios norte y sur. Una característica sorprendente de la distribución del lodo silíceo es un cinturón de aproximadamente 200 km de ancho que se extiende a través del Océano Austral . Algunas regiones ecuatoriales de surgencia , donde los nutrientes son abundantes y la productividad es alta, también se caracterizan por el lodo silíceo local. ^[2]

Los exudados silíceos están compuestos principalmente de restos de diatomeas y radiolarios, pero también pueden incluir otros organismos silíceos, como silicoflagelados y espículas de esponjas . El exudado de diatomeas se produce principalmente en áreas de alta latitud y a lo largo de algunos márgenes continentales, mientras que el exudado de radiolarios es más característico de las áreas ecuatoriales. El exudado silíceo se modifica y se transforma durante el enterramiento en sílex estratificado . ^[2]

Los sedimentos del Océano Austral son un importante sumidero de sílice biogénica (50-75% del total oceánico de 4,5 × 10 ¹⁴ g SiO ₂ año ⁻¹ ; DeMaster, 1981), pero sólo un sumidero menor de carbono orgánico (<1% de los 2 × 10 ¹⁴ g de C orgánico año ⁻¹ oceánicos ). Estas tasas relativamente altas de acumulación de sílice biogénica en los sedimentos del Océano Austral (predominantemente debajo del Frente Polar) en relación con el carbono orgánico (60:1 en base al peso) son resultado de la preservación preferencial de sílice biogénica en la columna de agua antártica.

A diferencia de lo que se pensaba anteriormente, estas altas tasas de acumulación de sílice biogénica no son resultado de altas tasas de producción primaria . La producción biológica en el Océano Austral está fuertemente limitada debido a los bajos niveles de irradiancia , junto con capas mixtas profundas y/o por cantidades limitadas de micronutrientes , como el hierro . ^[6]

Esta conservación preferencial de la sílice biogénica en relación con el carbono orgánico es evidente en la proporción cada vez mayor de sílice/carbono orgánico en función de la profundidad en la columna de agua. Alrededor del treinta y cinco por ciento de la sílice biogénica producida en la zona eufótica sobrevive a la disolución dentro de la capa superficial, mientras que solo el cuatro por ciento del carbono orgánico escapa a la degradación microbiana en estas aguas cercanas a la superficie.

En consecuencia, durante la sedimentación a través de la columna de agua se produce una disociación considerable del carbono orgánico y la sílice. La acumulación de sílice biogénica en el lecho marino representa el 12% de la producción superficial, mientras que la tasa de acumulación de carbono orgánico en el lecho marino representa solamente <0,5% de la producción superficial. Como resultado, los sedimentos polares representan la mayor parte de la acumulación de sílice biogénica del océano, pero solo una pequeña cantidad del flujo de carbono orgánico sedimentario. ^[6]

La circulación oceánica a gran escala tiene un impacto directo en la deposición de ópalo . Las circulaciones del Pacífico (caracterizado por aguas superficiales pobres en nutrientes y aguas profundas ricas en nutrientes) y del Atlántico favorecen la producción /preservación de sílice y carbonato respectivamente. Por ejemplo, las relaciones Si/N y Si/P aumentan desde el Atlántico hasta el Pacífico y el Océano Austral, lo que favorece a los productores de ópalo frente a los de carbonato . En consecuencia, la configuración moderna de la circulación oceánica a gran escala dio lugar a la localización de importantes zonas de enterramiento de ópalo en el Pacífico ecuatorial, en los sistemas de surgencia de corrientes limítrofes orientales y, con diferencia, en el Océano Austral, el más importante. ^[5]

Las aguas del océano Pacífico y Austral actuales, típicamente observan un aumento en la relación Si/N a profundidad intermedia, lo que resulta en un aumento en la exportación de ópalo (~ aumento en la producción de ópalo). En el Océano Austral y el Pacífico Norte, esta relación entre la exportación de ópalo y la relación Si/N cambia de lineal a exponencial para relaciones Si/N mayores de 2. Este aumento gradual en la importancia del silicato (Si) en relación con el nitrógeno (N) tiene tremendas consecuencias para la producción biológica del océano. El cambio en las relaciones de nutrientes contribuye a seleccionar diatomeas como principales productores, en comparación con otros organismos (por ejemplo, calcificadores). Por ejemplo, los experimentos de microcosmos han demostrado que las diatomeas son supercompetidoras de DSi y dominan a otros productores por encima de 2 μM de DSi. En consecuencia, se favorecerá la exportación de ópalo frente a la de carbonato, lo que resultará en un aumento de la producción de ópalo. El Océano Austral y el Pacífico Norte también muestran relaciones máximas de flujo _orgánico de silicato biogénico/C y consisten, por lo tanto, en un enriquecimiento en silicato biogénico, en comparación con el flujo de exportación _orgánico de C. Este aumento combinado en la preservación y exportación de ópalo hace que el Océano Austral sea el sumidero más importante de DSi en la actualidad. ^[5]

En el Océano Atlántico, las aguas intermedias y profundas se caracterizan por un menor contenido de DSi, en comparación con el Océano Pacífico y Austral modernos. Esta menor diferencia entre cuencas en DSi tiene el efecto de disminuir el potencial de conservación del ópalo en el Atlántico en comparación con sus contrapartes del Océano Pacífico y Austral. Las aguas del Atlántico empobrecidas en DSi tienden a producir organismos relativamente menos silicificados , lo que tiene una fuerte influencia en la conservación de sus frústulas . Este mecanismo se ilustra mejor al comparar los sistemas de surgencia de Perú y el noroeste de África. La relación disolución /producción es mucho mayor en la surgencia del Atlántico que en la del Pacífico. Esto se debe al hecho de que las aguas de origen de la surgencia costera son mucho más ricas en DSi frente a Perú que frente al noroeste de África. ^[5]

Los ríos y las emanaciones hidrotermales submarinas suministran 6,1 × 10 ¹⁴ g SiO ₂ año ⁻¹ al medio marino. Aproximadamente dos tercios de esta entrada de sílice se almacena en el margen continental y en depósitos de aguas profundas . Los sedimentos silíceos de aguas profundas situados debajo de la Convergencia Antártica ( zona de convergencia ) albergan alrededor del 25% de la sílice suministrada a los océanos (es decir, 1,6 × 10 ¹⁴ g SiO ₂ año ⁻¹ ) y, en consecuencia, forman uno de los principales sumideros de sílice de la Tierra. Las mayores tasas de acumulación de sílice biogénica en esta zona se observan en el Atlántico Sur, con valores de hasta 53 cm.kyr ⁻¹ durante los últimos 18.000 años. Además, se ha registrado una extensa acumulación de sílice biogénica en los sedimentos de aguas profundas del mar de Bering , el mar de Ojotsk y el Pacífico norte subártico . Las tasas totales de acumulación de sílice biogénica en estas regiones ascienden a casi 0,6 × 10 ¹⁴ g SiO ₂ año ⁻¹ , lo que equivale al 10% de la sílice disuelta que llega a los océanos.

Las zonas de afloramiento del margen continental, como el Golfo de California , la costa de Perú y Chile, son características de algunas de las tasas de acumulación de sílice biogénica más altas del mundo. Por ejemplo, se han reportado tasas de acumulación de sílice biogénica de 69 g SiO2 _/ cm2 ^/ kyr para el Golfo de California. Debido al carácter confinado lateralmente de estas zonas de rápida acumulación de sílice biogénica, las áreas de afloramiento solo representan aproximadamente el 5% de la sílice disuelta suministrada a los océanos. Por último, se han observado tasas de acumulación de sílice biogénica extremadamente bajas en los extensos depósitos de aguas profundas de los océanos Atlántico, Índico y Pacífico, lo que hace que estos océanos sean insignificantes para el presupuesto marino global de sílice. ^[7]

La tasa media diaria de BSi depende en gran medida de la región:

• Surgencia costera : 46 mmol.m ⁻² .d ⁻¹
• Pacífico subártico : 18 mmol.m ⁻² .d ⁻¹
• Océano Austral: 3–38 mmol.m ⁻² .d ⁻¹
• Giros en medio del océano : 0,2–1,6 mmol.m ⁻² .d ⁻¹

Asimismo, la producción anual integrada de BSi depende en gran medida de la región:

• Surgencia costera: 3 × 10 ¹² mol.año ⁻¹
• Pacífico subártico: 8 × 10 ¹² mol.año ⁻¹
• Océano Austral: 17–37 × 10 ¹² mol.año ⁻¹
• Giros en medio del océano: 26 × 10 ¹² mol.año ⁻¹

La producción de BSi está controlada por:

• Sin embargo, la disponibilidad de sílice disuelta , la constante de saturación media Kμ para el crecimiento limitado por silicio es menor que Ks para la absorción de silicio.
• Disponibilidad de luz: No hay requerimientos de luz directa; absorción de silicio a una profundidad de fotosíntesis dos veces mayor que la necesaria; la absorción de silicio continúa durante la noche, pero las células deben estar creciendo activamente.
• Disponibilidad de micronutrientes .

La disolución de BSi está controlada por:

• Termodinámica de la solubilidad : Temperatura (0 a 25 °C - aumento de 50x).
• Tasa de hundimiento: Estructura de la red alimentaria: animales herbívoros, pellets fecales, estructuras de alimentación descartadas, agregación: transporte rápido.
• Degradación bacteriana de la matriz orgánica (Bidle y Azam, 1999).

La conservación del BSi se mide mediante:

• Tasas de sedimentación, principalmente trampas de sedimentos (Honjo);
• Tasas de remineralización bentónica ("reciclaje"), cámara de flujo bentónico (Berelson);
• Concentración de BSi en sedimentos, lixiviación química en solución alcalina , sitio específico, necesidad de diferenciar Si litogénico del biogénico, difracción de rayos X.

La conservación del BSi está controlada por:

• Tasa de sedimentación;
• Concentración de sílice disuelta en agua intersticial : saturación a 1.100 μmol/L;
• Recubrimientos superficiales: el Al disuelto modifica la solubilidad de las partículas de sílice biogénica depositadas, la sílice disuelta también puede precipitar con Al como arcilla o recubrimientos de Al-Si.

En el cráter Gusev de Marte, el explorador marciano Spirit descubrió por accidente sílice opalina. Una de sus ruedas se había inmovilizado y, por lo tanto, estaba excavando en el regolito marciano mientras se arrastraba detrás del explorador. Un análisis posterior demostró que la sílice era evidencia de condiciones hidrotermales. ^[8]

• Calcificación biogénica marina
• caparazón protista

• Brzezinski, MA (1985). "La relación Si:C:N de las diatomeas marinas: variabilidad interespecífica y efecto de algunas variables ambientales". Journal of Phycology 21(3): 347-357.
• De La Rocha, CL (2006). "Indicadores de las condiciones paleoambientales basados ​​en ópalo". Ciclos biogeoquímicos globales 20. doi :10.1029/2005GB002664.
• Dugdale, RC y FP Wilkerson (1998). "Regulación de la nueva producción por silicato en el afloramiento del Pacífico ecuatorial". Nature 391(6664): 270.
• Dugdale, RC, FP Wilkerson, et al. (1995). "El papel de la bomba de silicato en el impulso de nueva producción". Deep-Sea Research I 42(5): 697-719.
• Leng, MJ y Barker, PA (2006). "Una revisión de la composición de isótopos de oxígeno de sílice de diatomeas lacustres para la reconstrucción paleoclimática". Earth-Science Reviews 75:5-27.
• Ragueneau, O., P. Treguer, et al. (2000). "Una revisión del ciclo del silicio en el océano moderno: avances recientes y lagunas no resueltas en la aplicación del ópalo biogénico como indicador de paleoproductividad". Cambio global y planetario 26: 317-365.
• Takeda, S. (1998). "Influencia de la disponibilidad de hierro en la tasa de consumo de nutrientes de las diatomeas en aguas oceánicas". Nature 393: 774-777.
• Werner, D. (1977). La biología de las diatomeas. Berkeley y Los Ángeles, University of California Press.