stringtranslate.com

Кремнеземный цикл

Кремниевый цикл и баланс в современном Мировом океане  [1]
Входные, выходные и биологические потоки кремния с возможным балансом. Общее количество входов кремния = общее количество выходов кремния = 15,6 Тмоль Si/год, что в разумной степени соответствует индивидуальному диапазону каждого потока. Белые стрелки обозначают потоки чистых источников растворенной кремниевой кислоты и/или растворимого аморфного кремнезема и рециклированных флюсов растворенной кремниевой кислоты. Оранжевые стрелки представляют стоковые потоки кремния, либо в виде биогенного кремнезема , либо в виде аутигенного кремнезема. Зеленые стрелки соответствуют биологическим (пелагическим) потокам. Значения потока, опубликованные Tréguer & De La Rocha. [1]
Потоки кремния в терамолях в год (Tmol Si/ год ).

Цикл кремнезема — это биогеохимический цикл , в котором биогенный кремнезем транспортируется между системами Земли. Кремний считается биоэссенциальным элементом и является одним из самых распространенных элементов на Земле. [2] [3] Цикл кремнезема во многом перекрывается с углеродным циклом (см. карбонатно-силикатный цикл ) и играет важную роль в секвестрации углерода посредством выветривания континентов , биогенного экспорта и захоронения в виде илов в геологических временных масштабах. [4]

Обзор

Кремний — седьмой по распространенности элемент во Вселенной и второй по распространенности элемент в земной коре (самый распространенный — кислород). Выветривание земной коры дождевой водой, богатой углекислым газом, является ключевым процессом в контроле содержания углекислого газа в атмосфере . [5] [6] Это приводит к образованию кремниевой кислоты в водной среде. Кремниевая кислота Si(OH) 4 представляет собой гидратированную форму кремнезема, встречающуюся только в виде нестабильного раствора в воде, однако она играет центральную роль в кремнеземном цикле. [1]

Силикификаторы – это организмы, которые используют кремниевую кислоту для осаждения биогенного кремнезема SiO 2 . Биогенный кремнезем, также называемый опалом , осаждается силикификаторами в виде внутренних структур [7] и/или внешних структур. [8] Силикификаторы являются одними из наиболее важных водных организмов. К ним относятся такие микроорганизмы, как диатомовые водоросли , ризарии , силикофлагелляты и несколько видов хоанофлагеллят , а также макроорганизмы, такие как кремнистые губки . Фототрофные кремнеземы, такие как диатомовые водоросли, во всем мире потребляют огромное количество кремния вместе с азотом (N), фосфором (P) и неорганическим углеродом (C), связывая биогеохимию этих элементов и способствуя связыванию атмосферного углекислого газа в океане. . [9] Гетеротрофные организмы, такие как ризарии , хоанофлагелляты и губки , производят биогенный кремнезем независимо от фотоавтотрофного процесса переработки C и N. [10] [8] [11] [1]

Диатомовые водоросли доминируют в фиксации и экспорте твердых частиц в современном морском цикле кремнезема. Это включает в себя экспорт органического углерода из эвфотической зоны в глубокие глубины океана посредством биологического углеродного насоса . В результате диатомовые водоросли и другие организмы, выделяющие кремнезем, играют решающую роль в глобальном углеродном цикле , связывая углерод в океане. Связь между биогенным кремнеземом и органическим углеродом, а также значительно более высокий потенциал сохранности биогенных кремнистых соединений по сравнению с органическим углеродом делают записи накопления опалов интересными для палеоокеанографии и палеоклиматологии .

Понимание цикла кремнезема важно для понимания функционирования морских пищевых сетей , биогеохимических циклов и биологического насоса. Кремниевая кислота попадает в океан шестью путями, как показано на схеме выше, и все они в конечном итоге возникают в результате выветривания земной коры. [12] [1]

Круговорот земного кремнезема

Кремнезем является важным питательным веществом, используемым растениями, деревьями и травами в земной биосфере . Силикат переносится реками и может откладываться в почвах в виде различных модификаций кремнезема . Растения легко усваивают силикат в виде H 4 SiO 4 для образования фитолитов . Фитолиты — это крошечные жесткие структуры, обнаруженные внутри растительных клеток, которые способствуют структурной целостности растения. [2] Фитолиты также служат для защиты растений от потребления травоядными животными , которые не могут эффективно потреблять и переваривать растения, богатые кремнеземом. [2] По оценкам , высвобождение кремнезема в результате деградации или растворения фитолитов происходит в два раза быстрее, чем глобальное выветривание силикатных минералов . [3] Учитывая биогеохимический цикл внутри экосистем, импорт и экспорт кремнезема в наземные экосистемы и из них невелики.

Выветривание

Силикатные минералы изобилуют горными породами по всей планете, составляя примерно 90% земной коры. [4] Основным источником силикатов в земной биосфере является выветривание . Процесс и скорость выветривания варьируются в зависимости от количества осадков, стока, растительности, литологии и топографии.

При наличии достаточного времени дождевая вода может растворить даже очень стойкий минерал на основе силиката, такой как кварц . [13] Вода разрывает связи между атомами в кристалле: [14]

Общая реакция растворения кварца приводит к образованию кремниевой кислоты.

SiO 2 + 2H 2 O → H 4 SiO 4

Другим примером минерала на основе силиката является энстатит (MgSiO 3 ). Дождевая вода превращает это в кремниевую кислоту следующим образом: [15]

Обратное выветривание

В последние годы влияние обратного выветривания на биогенный кремнезем представляет интерес для количественной оценки цикла кремнезема. Во время выветривания растворенный кремнезем попадает в океаны через ледниковый сток и речные стоки. [16] Этот растворенный кремнезем поглощается множеством морских организмов, таких как диатомовые водоросли , и используется для создания защитных панцирей. [16] Когда эти организмы умирают, они погружаются в толщу воды. [16] Без активной продукции биогенного SiO 2 минерал начинает диагенез . [16] Преобразование этого растворенного кремнезема в аутигенные силикатные глины в процессе обратного выветривания представляет собой удаление 20-25% входного кремния. [17]

Обратное выветривание часто наблюдается в дельтах рек , поскольку в этих системах наблюдаются высокие скорости накопления наносов и наблюдается быстрый диагенез. [18] Образование силикатных глин удаляет активный кремнезем из поровых вод осадочных пород, увеличивая концентрацию кремнезема, обнаруженного в породах, которые образуются в этих местах. [18]

Силикатное выветривание также, по-видимому, является доминирующим процессом в более глубоких метаногенных отложениях, тогда как обратное выветривание более распространено в поверхностных отложениях, но все же происходит с меньшей скоростью. [19]

Раковины

Основным стоком земного круговорота кремнезема является его вывоз в океан реками. Кремнезем, который хранится в растительных веществах или растворяется, может быть вывезен реками в океан. Скорость этого транспорта составляет примерно 6 Тмоль Si/ год . [20] [3] Это основной поглотитель земного цикла кремнезема, а также крупнейший источник морского цикла кремнезема. [20] Незначительным поглотителем земного кремнезема является силикат, который откладывается в земных отложениях и в конечном итоге экспортируется в земную кору .

Морские входы

Речной

По состоянию на 2021 год наилучшая оценка общего поступления кремниевой кислоты в реки составляет 6,2 (±1,8) Тмоль Si/ год . [12] Это основано на данных, отражающих 60% мирового речного стока и средневзвешенную по расходу речную концентрацию кремниевой кислоты 158 мкм-Si. [22] [12] Однако кремниевая кислота — не единственный способ переноса кремния из наземных в речные системы, поскольку твердый кремний также может быть мобилизован в кристаллической или аморфной формах. [22] Согласно Сакконе и другим в 2007 году, [23] термин «аморфный кремнезем» включает биогенный кремнезем (из фитолитов , пресноводных диатомей , спикул губок ), измененный биогенный кремнезем и педогенные силикаты, все три из которых могут иметь одинаково высокие растворимость и реакционная способность. Доставка аморфного кремнезема в речную систему была рассмотрена Фрингсом и другими в 2016 году [24] , которые предложили значение 1,9(±1,0) Tmol Si/ год . Таким образом, общий речной приток составляет 8,1(±2,0) Tmol Si/ год . [1]

Эолийский

Никакого прогресса в отношении осаждения эоловой пыли в океан  [25] и последующего выброса кремниевой кислоты в результате растворения пыли в морской воде не было достигнуто с 2013 года, когда Трегер и Де Ла Роша суммировали поток частиц растворимого кремнезема и влажное осаждение кремниевой кислоты в виде осадков. . [12] Таким образом, наилучшая оценка эолового потока кремниевой кислоты FA остается равной 0,5(±0,5) Tmol Si/ год . [1]

песчаные пляжи

Исследование 2019 года показало, что в зоне прибоя на пляжах воздействие волн нарушало абиотические песчинки и со временем растворяло их. [26] Чтобы проверить это, исследователи поместили образцы песка в закрытые контейнеры с разными видами воды и вращали контейнеры, чтобы имитировать воздействие волн. Они обнаружили, что чем выше соотношение камня и воды внутри контейнера и чем быстрее вращается контейнер, тем больше кремнезема растворяется в растворе. После анализа и масштабирования своих результатов они подсчитали, что от 3,2 ± 1,0 до 5,0 ± 2,0 Тмоль Si/год литогенного DSi может попасть в океан с песчаных пляжей, что значительно превышает предыдущую оценку в 0,3 Тмоль Si/ год . [27] Если это подтвердится, это будет представлять собой значительный вклад растворенного LSi, который ранее игнорировался. [26] [1]

Морской кремнезем на велосипеде

Морской и наземный цикл кремнезема
Показаны морские [28] и наземные [3] [29] [30] [31] [18] вклады в кремнеземный цикл, причем относительное движение (поток) представлено в единицах Tmol Si/год. [20] Морская биологическая продукция в основном происходит из диатомовых водорослей . [32] Биологическое производство эстуариев происходит за счет губок . [33] Значения потока, опубликованные Tréguer & De La Rocha. [20] Размер резервуара силикатных пород, как указано в разделе источников, составляет 1,5x10 21 Тмоль. [34]
Низкотемпературные процессы, контролирующие растворение кремния в морской воде  [1]

Кремнистые организмы в океане, такие как диатомовые водоросли и радиолярии , являются основным источником растворенной кремниевой кислоты в опаловом кремнеземе. [32] Ежегодно только 3% молекул кремния, растворенных в океане, экспортируются и навсегда откладываются в морских отложениях на морском дне, что свидетельствует о том, что рециркуляция кремния является доминирующим процессом в океанах. [3] Эта быстрая рециркуляция зависит от растворения кремнезема в органических веществах в толще воды с последующим биологическим поглощением в фотозоне . Предполагаемое время существования кремнеземного биологического резервуара составляет около 400 лет. [3] Опаловый кремнезем в Мировом океане преимущественно недонасыщен. Это недонасыщение способствует быстрому растворению в результате постоянной рециркуляции и длительного времени пребывания. Расчетный срок оборота Si составляет 1,5х10 4 года. [20] Общие чистые поступления и выбросы кремнезема в океан составляют 9,4 ± 4,7 Тмоль Si год -1 и 9,9 ± 7,3 Тмоль Si год -1 соответственно. [20]

Производство биогенного кремнезема в фотической зоне оценивается в 240 ± 40 Тмоль Si/ год . [20] Растворение на поверхности удаляет примерно 135 Тмоль Si в год -1 , а оставшийся Si экспортируется в глубины океана вместе с тонущими частицами. [3] В глубоком океане еще 26,2 Тмоль Si в год растворяется , а затем откладывается в отложениях в виде опалового дождя. [3]  Более 90% кремнезема здесь растворяется, перерабатывается и в конечном итоге поднимается вверх для повторного использования в эвфотической зоне. [3]

Источники

Основными источниками морского кремнезема являются реки, потоки грунтовых вод, выветривание морского дна, гидротермальные жерла и атмосферные отложения ( эоловый поток ). [15]  Реки на сегодняшний день являются крупнейшим источником кремнезема в морскую среду, на их долю приходится до 90% всего кремнезема, попадающего в океан. [15] [20] [35] Источником кремнезема для морского биологического цикла кремнезема является кремнезем, который был переработан путем подъема из глубин океана и морского дна.

Диаграмма низкотемпературных процессов показывает, как они могут контролировать растворение (аморфных или кристаллизованных) кремнистых минералов в морской воде в прибрежной зоне и глубоком океане, питая подводные грунтовые воды (F GW ) и растворенный кремний в морской воде и отложения (F W ). [1] Эти процессы соответствуют как низкому, так и среднему потоку энергии, диссипируемому в объеме данной кремниевой частицы в прибрежной зоне, на окраинах континентов и в безднах , и потоку высокой энергии, диссипируемому в зоне прибоя . [1]

Раковины

Быстрое растворение на поверхности удаляет примерно 135 Тмоль опала Si в год , превращая его обратно в растворимую кремниевую кислоту, которую можно снова использовать для биоминерализации. [20] Оставшийся опаловый кремнезем экспортируется в глубокие океаны в виде тонущих частиц. [20] В глубоком океане еще 26,2 Тмоль Si в год растворяется , а затем откладывается в осадках в виде опалового кремнезема. [20]  На границе раздела осадочных вод более 90% кремнезема перерабатывается и поднимается вверх для повторного использования в фотической зоне. [20] Производство биогенного кремнезема в фотической зоне оценивается в 240 ± 40 Тмоль/с / год . [36] Время пребывания в биологическом масштабе оценивается примерно в 400 лет, при этом каждая молекула кремнезема перерабатывается 25 раз перед захоронением отложений. [20]

Глубоководные отложения на морском дне являются крупнейшим долговременным стоком морского цикла кремнезема (6,3 ± 3,6 тмоль Si в год -1 ) и примерно уравновешиваются источниками кремнезема в океане. [15] Кремнезем, отложившийся в глубоком океане, в основном находится в форме кремнистого ила . Когда опаловый кремнезем накапливается быстрее, чем растворяется, он захоранивается и может обеспечить диагенетическую среду для формирования морских кремней . [37]  Процессы, приводящие к образованию кремней, наблюдаются в Южном океане, где накопление кремнистого ила происходит быстрее всего. [37]  Однако формирование кремня может занять десятки миллионов лет. [38] Фрагменты скелета кремнистых организмов подвержены рекристаллизации и цементации. [37] Черт является основной судьбой погребенного кремниевого ила и навсегда удаляет кремнезем из океанического цикла кремнезема.

Кремнистый ил со временем погружается под кору и метаморфизуется в верхней мантии . [39] Под мантией силикатные минералы образуются в илах и в конечном итоге поднимаются на поверхность. На поверхности кремнезем может снова войти в круговорот в результате выветривания. [39] Этот процесс может занять десятки миллионов лет. [39] Единственным другим крупным стоком кремнезема в океан являются захоронения вдоль окраин континентов (3,6 ± 3,7 Тмоль Si год -1 ), главным образом в виде кремнистых губок . [15] Из-за высокой степени неопределенности в оценках источников и поглотителей трудно сделать вывод, находится ли цикл морского кремнезема в равновесии. Время пребывания кремнезема в океанах оценивается примерно в 10 000 лет. [15] Кремнезем также можно удалить из круговорота, превратив в кремень и навсегда похоронив.

Антропогенные воздействия

Развитие сельского хозяйства за последние 400 лет привело к увеличению обнажения горных пород и почв, что привело к увеличению скорости выветривания силикатов. В свою очередь, выщелачивание запасов аморфного кремнезема из почв также увеличилось, что приводит к увеличению концентрации растворенного кремнезема в реках. [15] И наоборот, усиление плотин привело к сокращению поступления кремнезема в океан из-за его поглощения пресноводными диатомовыми водорослями за плотинами. Преобладание некремниевого фитопланктона из-за антропогенной нагрузки азотом и фосфором и усиленного растворения кремнезема в более теплых водах потенциально может ограничить экспорт кремниевых океанских отложений в будущем. [15]

В 2019 году группа ученых предположила, что подкисление приводит к сокращению производства диатомового кремнезема в Южном океане . [40] [41]

Изменения в кремниевой кислоте океана могут усложнить жизнь морским микроорганизмам , строящим кремнеземные оболочки.


Роль в регулировании климата

Цикл кремнезема играет важную роль в долгосрочном регулировании глобального климата. Глобальный цикл кремнезема также оказывает большое влияние на глобальный углеродный цикл через карбонатно-силикатный цикл . [43] Процесс выветривания силикатных минералов переносит атмосферный CO 2 в гидрологический цикл посредством химической реакции, показанной выше. [4] В геологических временных масштабах скорость выветривания меняется из-за тектонической активности. Во время высокой скорости поднятия усиливается выветривание силикатов, что приводит к высоким темпам поглощения CO 2 , компенсируя увеличение вулканических выбросов CO 2 , связанных с геологической активностью. Этот баланс выветривания и вулканов является частью того, что контролирует парниковый эффект и pH океана в геологических временных масштабах.

Накопление биогенного кремнезема на морском дне содержит много информации о том, где в океане происходило экспортное производство в масштабах времени от сотен до миллионов лет. По этой причине записи об отложениях опалов предоставляют ценную информацию о крупномасштабных океанографических реорганизациях в геологическом прошлом, а также о палеопродуктивности. Среднее время пребывания силиката в океане составляет примерно 10 000–15 000 лет. Такое относительно короткое время пребывания делает концентрации и потоки океанических силикатов чувствительными к ледниковым / межледниковым возмущениям и, таким образом, является отличным показателем для оценки изменений климата. [44] [45]

Соотношения изотопов кислорода (O 18 :O 16 ) и кремния (Si 30 :Si 28 ) анализируются на основе биогенного кремнезема, сохранившегося в озерных и морских отложениях, с целью получения данных о прошлых изменениях климата и круговороте питательных веществ (De La Rocha, 2006; Leng и Баркер, 2006). Это особенно ценный подход, учитывая роль диатомовых водорослей в глобальном круговороте углерода. Кроме того, изотопный анализ BSi полезен для отслеживания прошлых изменений климата в таких регионах, как Южный океан , где сохранилось мало биогенных карбонатов .

Изотопный состав кремния в спикулах ископаемых губок (δ30Si) все чаще используется для оценки уровня кремниевой кислоты в морских условиях на протяжении всей геологической истории, что позволяет реконструировать прошлые циклы кремнезема. [46]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ abcdefghijk Трегер, Пол Дж.; Саттон, Джилл Н.; Бжезинский, Марк; Шаретт, Мэтью А.; и другие. (2021). «Обзоры и синтезы: Биогеохимический цикл кремния в современном океане». Биогеонауки . 18 (4): 1269–1289. Бибкод : 2021BGeo...18.1269T. дои : 10.5194/bg-18-1269-2021 . hdl : 10261/230297 . S2CID  233993801.Материал был скопирован из этого источника, который доступен по международной лицензии Creative Commons Attribution 4.0.
  2. ^ abc Хант, JW; Дин, АП; Вебстер, RE; Джонсон, Дж.Н.; Эннос, Арканзас (2008). «Новый механизм, с помощью которого кремнезем защищает травы от травоядных». Анналы ботаники . 102 (4): 653–656. дои : 10.1093/aob/mcn130. ISSN  1095-8290. ПМК 2701777 . ПМИД  18697757. 
  3. ^ abcdefghi Конли, Дэниел Дж. (декабрь 2002 г.). «Наземные экосистемы и глобальный биогеохимический цикл кремнезема». Глобальные биогеохимические циклы . 16 (4): 68–1–68–8. Бибкод : 2002GBioC..16.1121C. дои : 10.1029/2002gb001894 . ISSN  0886-6236. S2CID  128672790.
  4. ^ abc Defant, Марк Дж.; Драммонд, Марк С. (октябрь 1990 г.). «Получение некоторых современных дуговых магм путем плавления молодой субдуцированной литосферы». Природа . 347 (6294): 662–665. Бибкод : 1990Natur.347..662D. дои : 10.1038/347662a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4267494.
  5. ^ Гаррелс, Р.М. (1983) «Карбонатно-силикатный геохимический цикл и его влияние на углекислый газ в атмосфере за последние 100 миллионов лет». Американский журнал науки , 283 : 641-683.
  6. ^ Волласт, Р.; Маккензи, FT (1989). «Глобальные биогеохимические циклы и климат». Климат и геонауки . стр. 453–473. дои : 10.1007/978-94-009-2446-8_26. ISBN 978-0-7923-0412-8.
  7. ^ Морисо, Бриваэла; Гелен, Мэрион; Трегер, Поль; Бейнс, Стивен; Ливаж, Жак; Андре, Люк (2019). «Редакционная статья: Биогеохимия и геномика окварцевания и окремнений». Границы морской науки . 6 . дои : 10.3389/fmars.2019.00057 .
  8. ^ аб Мальдонадо, Мануэль; Лопес-Акоста, Мария; Ситжа, Селия; Гарсия-Пуч, Марта; Галобарт, Кристина; Эрсилла, Джемма; Лейнарт, Од (2019). «Скелеты губок как важный поглотитель кремния в мировых океанах» (PDF) . Природа Геонауки . 12 (10): 815–822. Бибкод : 2019NatGe..12..815M. дои : 10.1038/s41561-019-0430-7. S2CID  201692454.
  9. ^ Трегер, Поль; Пондавен, Филипп (2000). «Кремнеземный контроль углекислого газа». Природа . 406 (6794): 358–359. дои : 10.1038/35019236 . PMID  10935620. S2CID  205007880.
  10. ^ Мальдонадо, Мануэль; Рибес, Марта; Ван Дуйл, Флер К. (2012). «Потоки питательных веществ через губки». Достижения в области науки о губках: физиология, химическое и микробное разнообразие, биотехнология . Достижения морской биологии. Том. 62. стр. 113–182. дои : 10.1016/B978-0-12-394283-8.00003-5. ISBN 9780123942838. ПМИД  22664122.
  11. ^ Ллопис Монферрер, Наталья; Болтовской, Деметрио; Трегер, Поль; Сандин, Мигель Мендес; Нет, Фабрис; Лейнарт, Од (2020). «Оценка производства биогенного кремнезема ризарией в Мировом океане». Глобальные биогеохимические циклы . 34 (3). Бибкод : 2020GBioC..3406286L. дои : 10.1029/2019GB006286 . hdl : 11336/163576 . S2CID  213858837.
  12. ^ abcd Трегер, Поль Дж.; де ла Роша, Кристина Л. (2013). «Кремнеземный цикл Мирового океана». Ежегодный обзор морской науки . 5 : 477–501. doi : 10.1146/annurev-marine-121211-172346. ПМИД  22809182.
  13. ^ Боггс, Сэм (2006). Принципы седиментологии и стратиграфии (4-е изд.). Река Аппер-Сэддл, Нью-Джерси: Пирсон Прентис Холл. п. 7. ISBN 0131547283.
  14. ^ Николлс, GD (1963). «Экологические исследования в осадочной геохимии». Прогресс науки (1933-) . 51 (201): 12–31. JSTOR  43418626.
  15. ^ abcdefgh Гайарде, Дж.; Дюпре, Б.; Луват, П.; Аллегре, CJ (июль 1999 г.). «Глобальное выветривание силикатов и темпы потребления CO2, рассчитанные на основе химического состава крупных рек». Химическая геология . 159 (1–4): 3–30. Бибкод :1999ЧГео.159....3Г. дои : 10.1016/s0009-2541(99)00031-5. ISSN  0009-2541.
  16. ^ abcd Лукаидес, Сократ; Михалопулос, Панайотис; Прести, Массимо; Конинг, Эрика; Берендс, Тило; Ван Каппеллен, Филипп (15 февраля 2010 г.). «Взаимодействие между диатомовым кремнеземом и терригенными отложениями, опосредованное морской водой: результаты долгосрочных экспериментов по инкубации». Химическая геология . 270 (1–4): 68–79. Бибкод :2010ЧГео.270...68Л. doi :10.1016/j.chemgeo.2009.11.006.
  17. ^ Трегер, Поль Дж.; Роша, Кристина Л. Де Ла (2 января 2013 г.). «Кремнеземный цикл Мирового океана». Ежегодный обзор морской науки . 5 (1): 477–501. doi : 10.1146/annurev-marine-121211-172346. ПМИД  22809182.
  18. ^ abc Аллер, RC (01 января 2014 г.). «Осадочный диагенез, условия осадконакопления и бентосные потоки». В Голландии Генрих Д.; Турекян, Карл К. (ред.). Трактат по геохимии (второе изд.). Оксфорд: Эльзевир . стр. 293–334. дои : 10.1016/b978-0-08-095975-7.00611-2. ISBN 9780080983004.
  19. ^ Михалопулос, Панайотис; Аллер, Роберт С. (1 марта 2004 г.). «Ранний диагенез биогенного кремнезема в дельте Амазонки: изменение, образование аутигенной глины и хранение». Geochimica et Cosmochimica Acta . 68 (5): 1061–1085. Бибкод : 2004GeCoA..68.1061M. дои : 10.1016/j.gca.2003.07.018.
  20. ^ abcdefghijklm Трегер, Поль Дж.; Де Ла Роча, Кристина Л. (3 января 2013 г.). «Кремнеземный цикл Мирового океана». Ежегодный обзор морской науки . 5 (1): 477–501. doi : 10.1146/annurev-marine-121211-172346. ISSN  1941-1405. ПМИД  22809182.
  21. ^ Трегер, Поль; Нельсон, Дэвид М.; Беннеком, Алейдо Дж. Ван; ДеМастер, Дэвид Дж.; Лейнарт, Од; Кегинер, Бернар (21 апреля 1995 г.). «Баланс кремнезема в Мировом океане: переоценка». Наука . 268 (5209): 375–379. Бибкод : 1995Sci...268..375T. дои : 10.1126/science.268.5209.375. ISSN  0036-8075. PMID  17746543. S2CID  5672525.
  22. ^ аб Дюрр, Х.Х.; Мейбек, М.; Хартманн, Дж.; Ларуэль, Г.Г.; Рубе, В. (2011). «Глобальное пространственное распределение естественного поступления речного кремнезема в прибрежную зону». Биогеонауки . 8 (3): 597–620. Бибкод : 2011BGeo....8..597D. дои : 10.5194/bg-8-597-2011 .
  23. ^ Сакконе, Л.; Конли, диджей; Конинг, Э.; Зауэр, Д.; Соммер, М.; Качорек, Д.; Блекер, SW; Келли, EF (2007). «Оценка добычи и количественное определение аморфного кремнезема в почвах лесных и луговых экосистем». Европейский журнал почвоведения . 58 (6): 1446–1459. дои : 10.1111/j.1365-2389.2007.00949.x .
  24. ^ Фрингс, Патрик Дж.; Климанс, Вим; Фонторб, Гийом; де ла Роша, Кристина Л.; Конли, Дэниел Дж. (2016). «Континентальный цикл Si и его влияние на баланс изотопов Si в океане». Химическая геология . 425 : 12–36. Бибкод :2016ЧГео.425...12Ф. doi : 10.1016/j.chemgeo.2016.01.020 . S2CID  52043719.
  25. ^ Теген И. и Кохфельд К.Э. (2006) «Атмосферный перенос кремния». В: Кремниевый цикл: Человеческие возмущения и воздействия на водные системы , под редакцией: Иттекот В., Унгер Д., Хумборг К. и Так Ан, NT, 7 : 81–91, Island Press.
  26. ^ аб Фабр, Себастьян; Жандель, Кэтрин; Замбарди, Томас; Рустан, Мишель; Альмар, Рафаэль (11 сентября 2019 г.). «Забытый источник кремнезема в современных океанах: песчаные пляжи — ключ к успеху?». Границы в науках о Земле . Фронтирс Медиа С.А. 7 : 231. Бибкод :2019FrEaS...7..231F. дои : 10.3389/feart.2019.00231 . ISSN  2296-6463.
  27. ^ Волласт, Р., и Маккензи, FT (1983). «Глобальный цикл кремнезема». В книге С.Р. Астона (ред.), «  Кремниевая геохимия и биогеохимия» , Academic Press, стр. 39–76.
  28. ^ Сармьенто, Хорхе Луи (2006). Биогеохимическая динамика океана . Грубер, Николас. Принстон: Издательство Принстонского университета. ISBN 9780691017075. ОСЛК  60651167.
  29. ^ Древер, Джеймс И. (1993). «Влияние наземных растений на скорость выветривания силикатных минералов». Geochimica et Cosmochimica Acta . 58 (10): 2325–2332. дои : 10.1016/0016-7037(94)90013-2.
  30. ^ Де Ла Роша, Кристина; Конли, Дэниел Дж. (2017), «Почтенный цикл кремнезема», Silica Stories , Springer International Publishing, стр. 157–176, doi : 10.1007/978-3-319-54054-2_9, ISBN 9783319540542
  31. ^ Чедвик, Оливер А.; Зиглер, Карен; Курц, Эндрю С.; Дерри, Луи А. (2005). «Биологический контроль круговорота земного кремнезема и его экспорта в водоразделы». Природа . 433 (7027): 728–731. Бибкод : 2005Natur.433..728D. дои : 10.1038/nature03299. PMID  15716949. S2CID  4421477.
  32. ^ Аб Юл, Эндрю; Тиррелл, Тоби (2003). «Роль диатомовых водорослей в регулировании круговорота кремния в океане». Глобальные биогеохимические циклы . 17 (4): 14.1–14.22. Бибкод : 2003GBioC..17.1103Y. CiteSeerX 10.1.1.394.3912 . дои : 10.1029/2002GB002018. S2CID  16849373. 
  33. ^ ДеМастер, Дэвид (2002). «Накопление и круговорот биогенного кремнезема в Южном океане: новый взгляд на баланс морского кремнезема». Глубоководные исследования, часть II . 49 (16): 3155–3167. Бибкод : 2002DSRII..49.3155D. дои : 10.1016/S0967-0645(02)00076-0.
  34. ^ Саттон, Джилл Н.; Андре, Люк; Кардинал, Дэмиен; Конли, Дэниел Дж.; де Соуза, Грегори Ф.; Дин, Джонатан; Додд, Джастин; Элерт, Клаудия; Эллвуд, Майкл Дж. (2018). «Обзор биогеохимии стабильных изотопов глобального кремниевого цикла и связанных с ним микроэлементов». Границы в науках о Земле . 5 : 112. Бибкод :2018FrEaS...5..112S. дои : 10.3389/feart.2017.00112 . hdl : 1885/250959 . ISSN  2296-6463.
  35. ^ Хюбнер, Дж. Стивен (ноябрь 1982 г.). «Породообразующие минералы. Том 2А: Одноцепочечные силикаты. В. А. Дир, Р. А. Хоуи, Дж. Зуссман». Журнал геологии . 90 (6): 748–749. дои : 10.1086/628736. ISSN  0022-1376. S2CID  131566270.
  36. ^ Ван Каппеллен, П. (январь 2003 г.). «Биоминерализация и глобальные биогеохимические циклы». Обзоры по минералогии и геохимии . 54 (1): 357–381. Бибкод : 2003RvMG...54..357В. CiteSeerX 10.1.1.499.4327 . дои : 10.2113/0540357. 
  37. ^ abc Маршалл, Джон; Пламб, Р. Алан (2013). Динамика атмосферы, океана и климата: вводный текст . Берлингтон: Elsevier Science. ISBN 978-0-08-095987-0. ОСЛК  911000821.
  38. ^ Беркл, Ллойд Х.; Чирилли, Джером (1987). «Происхождение пояса диатомового ила в Южном океане: значение для позднечетвертичной палеоокеанографии». Микропалеонтология . 33 (1): 82. дои : 10.2307/1485529. JSTOR  1485529.
  39. ^ abc Гайарде, Дж.; Дюпре, Б.; Аллегре, CJ (декабрь 1999 г.). «Геохимия взвешенных отложений крупных рек: силикатное выветривание или рециркуляция трассера?». Geochimica et Cosmochimica Acta . 63 (23–24): 4037–4051. дои : 10.1016/s0016-7037(99)00307-5. ISSN  0016-7037.
  40. ^ Новая угроза закисления океана возникает в Южном океане, Phys.org , 26 августа 2019 г.
  41. ^ Петру, К., Бейкер, К.Г., Нильсен, Д.А. и др. (2019) «Подкисление снижает производство диатомового кремнезема в Южном океане». Природа: Изменение климата , 9 : 781–786. дои : 10.1038/s41558-019-0557-y
  42. ^ Информация, Министерство торговли США, Национальные центры окружающей среды NOAA. «Атлас Мирового океана 2009». www.nodc.noaa.gov . Проверено 17 апреля 2018 г.{{cite web}}: CS1 maint: multiple names: authors list (link)
  43. ^ Бернер, Роберт (август 1992 г.). «Выветривание, растения и долгосрочный углеродный цикл». Geochimica et Cosmochimica Acta . 56 (8): 3225–3231. Бибкод : 1992GeCoA..56.3225B. дои : 10.1016/0016-7037(92)90300-8 .
  44. ^ ДеМастер, DJ (1981). «Поставка и накопление кремнезема в морской среде». Geochimica et Cosmochimica Acta 45: 1715–1732.
  45. ^ Кортезе, Г., Герсонд, Р. (2004). «Сдвиги осадконакопления опалов в Мировом океане за последние 15 млн лет». Письма о Земле и планетарной науке 224: 509–527.
  46. ^ Луковяк, Магдалена (2020). «Использование спикул губки в таксономических, экологических и экологических реконструкциях: обзор». ПерДж . 8 : е10601. дои : 10.7717/peerj.10601 . ПМЦ 7751429 . ПМИД  33384908.  Материал был скопирован из этого источника, который доступен по международной лицензии Creative Commons Attribution 4.0.