生体シリカ

バイオジェニックシリカ(bSi) は、オパール、バイオジェニックオパール、または非晶質オパリンシリカとも呼ばれ、最も広く分布するバイオジェニック鉱物の 1 つです。たとえば、植物珪素体と呼ばれるシリカの微細粒子は、草やその他の植物に含まれています。

シリカは、複雑な無機重合プロセスによって形成される非晶質の半金属酸化物です。これは、炭酸塩やリン酸塩などの他の主要な生体鉱物とは対照的です。炭酸塩やリン酸塩は、自然界では結晶性のイオン共有結合固体（塩など）として存在し、その沈殿は溶解度平衡によって決まります。^[1]化学的には、bSiは水和シリカ（SiO ₂ · n H ₂ O）であり、多くの植物や動物にとって不可欠です。

淡水と海水の珪藻は、水中に溶解したシリカを抽出し、細胞壁の成分として使用します。同様に、一部の全プランクトン性 原生動物（放散虫）、一部の海綿動物、一部の植物（葉の植物珪素体）は、構造材料としてケイ素を使用します。ケイ素は、ヒヨコやネズミの成長と骨格の発達に必要であることが知られています。ケイ素は、人間の結合組織、骨、歯、皮膚、目、腺、臓器に含まれています。

ケイ酸塩、またはケイ酸（H ₄ SiO ₄）は、海洋の重要な栄養素です。ほとんどすべての海洋プランクトンに必要なリン酸塩、硝酸塩、アンモニウムなどの他の主要な栄養素とは異なり、ケイ酸塩は、珪藻類、放散虫、珪鞭毛藻、および珪質海綿などの非常に特定の生物相にとって不可欠な化学的要件です。これらの生物は、粒子状シリカ（SiO ₂）、または乳白色の骨格構造（つまり、生物相の硬い部分）を構築するために、外洋の表層水から溶解したケイ酸塩を抽出します。 ^{[2] [3]}シリカ分泌生物の細胞表面で観察される最も一般的な珪質構造には、対象とする種に応じて、針状体、鱗片、固体プレート、顆粒、被殻、およびその他の複雑な幾何学的形状が含まれます。^[4]

海洋環境に溶解したシリカの主な発生源は5つあります。^[3]

• 河川から海洋への溶解シリカの流入量: 4.2 ± 0.8 × 10 ¹⁴ g SiO ₂ yr ⁻¹
• 海底火山活動とそれに伴う熱水噴出量: 1.9 ± 1.0 × 10 ¹⁴ g SiO ₂ yr ⁻¹
• 氷河風化：2 × 10 ¹² g SiO ₂ yr ⁻¹
• 海洋玄武岩の低温海底風化
• 一部のシリカは、海底の遠洋堆積物のシリカに富む間隙水からも漏れ出る可能性がある。

生物が死ぬと、珪質の骨格の一部は溶解し、水柱に沈んで深海を溶解した珪素で豊かにします。^{[3]珪質の鱗の一部は、}深海堆積物中に微化石として長期間保存され、現代および古代のプランクトン/原生生物群集を垣間見ることができます。この生物学的プロセスは、少なくとも古生代初期から、海洋の珪素のバランスを調整するために機能してきました。^[4]

放散虫（カンブリア紀/オルドビス紀-完新世）、珪藻類（白亜紀-完新世）、珪質鞭毛藻類（白亜紀-完新世）は、地質時代を通じて海洋における地球規模のシリカ生物循環の主な貢献者です。珪藻類は海洋の一次生産の43％を占め、現代の海洋および過去5千万年間の大部分において、海水からのシリカ抽出の大部分を担っています。対照的に、ジュラ紀以前の海洋は、放散虫が主要なシリカ利用門として特徴付けられました。^[2]現在、放散虫は（珪藻類に次いで）海水中の浮遊性非晶質シリカの2番目に主要な生産者です。その分布は北極から南極まで及び、赤道地域で最も豊富です。例えば、赤道太平洋海域では、1立方メートルあたり約16,000個の標本が観察されます。^[4]

シリコンサイクルは、過去 10 年間でいくつかの理由から科学的な注目を集めるようになりました。

まず、現代の海洋シリカ循環は、生物ポンプとして知られるプロセスを介して、有光層から深海への粒子状物質（有機 炭素を含む）の固定と輸出において、珪藻類によって支配されていると広く考えられています。その結果、珪藻類やその他のシリカ分泌生物は、地球規模の炭素循環で重要な役割を果たし、海洋にCO _{2 を}隔離することにより、さまざまな時間スケールで大気中のCO ₂濃度に影響を与える能力を持っています。生物起源のシリカと有機炭素とのこの関係は、有機炭素と比較して生物起源の珪酸化合物の保存可能性が著しく高いことと相まって、オパールの蓄積記録を古海洋学と古気候学にとって非常に興味深いものにしています。

第二に、海底の生物起源シリカの蓄積には、数百年から数百万年にわたる時間スケールで海洋のどこで輸出生産が行われたかに関する多くの情報が含まれています。このため、オパールの堆積記録は、地質学上の過去の大規模な海洋学的再編成や古生産性に関する貴重な情報を提供します。

第三に、ケイ酸塩の海洋での平均滞留時間は約10,000～15,000年です。この比較的短い滞留時間により、海洋のケイ酸塩濃度とフラックスは氷河期/間氷期の摂動に敏感になり、気候変動を評価するための優れた指標となります。 ^{[3] [5]}

過去の気候変動や栄養循環の記録を導き出すために、湖沼や海洋堆積物中に保存されている生物起源シリカから酸素（O ¹⁸ :O ¹⁶）とケイ素（Si ³⁰ :Si ²⁸ ）の同位体比を分析することが増えています（De La Rocha、2006年；LengとBarker、2006年）。これは、地球規模の炭素循環における珪藻類の役割を考えると、特に価値のあるアプローチです。さらに、BSiからの同位体分析は、生物起源炭酸塩がほとんど保存されていない南極海などの地域で過去の気候変動を追跡するのにも役立ちます。

珪藻類やその他のシリカを利用する生物の残骸は、遠洋性の深海堆積物の中にオパール状の堆積物として見つかっています。遠洋堆積物には、かなりの量の珪質生物起源の残骸が含まれており、一般に珪質軟泥と呼ばれています。珪質軟泥は、北半球と南半球の高緯度地域の現代の海洋に特に豊富です。珪質軟泥の分布の顕著な特徴は、南極海を横切る約 200 km の幅の帯状分布です。栄養分が豊富で生産性が高い赤道域の湧昇地域も、局所的に珪質軟泥が見られるという特徴があります。^[2]

珪質軟泥は主に珪藻類と放散虫の残骸から構成されていますが、珪鞭毛藻類や海綿動物の 骨片など、他の珪質生物も含まれることがあります。珪藻類軟泥は主に高緯度地域と一部の大陸縁辺部に見られますが、放散虫軟泥は赤道地域に多く見られます。珪質軟泥は埋没中に変化し、層状チャートに変化します。^[2]

南極海の堆積物は、生物起源シリカの主要な吸収源（海洋全体の 4.5 × 10 ¹⁴ g SiO ₂ yr ^{−1の 50～75%、DeMaster、1981）であるが、有機}炭素の吸収源としてはそれほど大きくない（海洋の有機炭素 2 × 10 ¹⁴ g yr ⁻¹の 1% 未満）。南極海の堆積物（主に極前線の下）における生物起源シリカの蓄積率が有機炭素と比較して比較的高い（重量ベースで 60:1）のは、南極の水柱で生物起源シリカが優先的に保存されるためである。

これまで考えられていたのとは対照的に、これらの生物起源シリカの蓄積率の高さは、一次生産率の高さによるものではありません。南極海の生物生産は、深層混合層と相まって低レベルの放射照度、および/または鉄などの微量栄養素の量が限られていることにより、大きく制限されています。^[6]

有機炭素に対する生物起源シリカの優先的な保存は、水柱の深さの関数としてシリカ/有機炭素の比率が着実に増加していることからも明らかです。有光層で生成された生物起源シリカの約 35% は表層内で溶解を免れますが、これらの表面近くの水で微生物による分解を免れる有機炭素はわずか 4% です。

その結果、水柱を沈降する過程で有機炭素とシリカのかなりの分離が起こる。海底の生物起源シリカの蓄積は表面生産量の12％を占めるが、海底有機炭素蓄積率は表面生産量のわずか0.5％未満である。その結果、極地堆積物は海洋の生物起源シリカ蓄積の大部分を占めているが、堆積性有機炭素フラックスのわずかな量しか占めていない。^[6]

大規模な海洋循環はオパールの堆積に直接影響を及ぼします。太平洋（栄養分の少ない表層水と栄養分が豊富な深層水が特徴）と大西洋の循環は、それぞれシリカと炭酸塩の生成と保存に適しています。たとえば、Si/N 比と Si/P 比は大西洋から太平洋、南極海にかけて増加し、炭酸塩よりもオパールの生成に有利です。その結果、大規模な海洋循環の現代の構成により、主要なオパール埋没地帯が赤道太平洋、東部境界湧昇流システム、そして最も重要な南極海に集中しました。^[5]

現代の太平洋と南極海の水では、通常、中深度で Si/N 比の増加が見られ、その結果、オパールの輸出量が増加します (オパール生産量の増加)。南極海と北太平洋では、オパールの輸出量と Si/N 比の関係は、Si/N 比が 2 を超えると、直線から指数関数に切り替わります。窒素 (N) に対するケイ酸塩 (Si) の重要性が徐々に高まることは、海洋生物の生産に多大な影響を及ぼします。栄養素の比率の変化は、他の (石灰化など) 生物と比較して、珪藻を主な生産者として選択することに貢献します。たとえば、ミクロコスム実験では、珪藻は DSi のスーパー競争者であり、2 μM DSi を超えると他の生産者を圧倒することが実証されています。その結果、オパールよりも炭酸塩の輸出が優先され、オパールの生産が増加します。南極海と北太平洋では、生物起源珪酸塩/C_有機物フラックス比も最大であり、C_有機物輸出フラックスと比較して、生物起源珪酸塩が豊富になっています。オパールの保存と輸出のこの組み合わせの増加により、南極海は現在、DSiの最も重要なシンクとなっています。 ^[5]

大西洋では、中層水と深層水は、現代の太平洋や南極海に比べて DSi 含有量が低いという特徴があります。この DSi の盆地間差の少なさは、太平洋や南極海に比べて大西洋のオパールの保存可能性を低下させる効果があります。大西洋の DSi が枯渇した水は、比較的珪化生物の生成が少ない傾向があり、それがその殻の保存に大きな影響を与えます。このメカニズムは、ペルーと北西アフリカの湧昇システムを比較するとよくわかります。溶解/生成比は、大西洋の湧昇の方が太平洋の湧昇よりもはるかに高くなっています。これは、ペルー沖の沿岸湧昇源水が北西アフリカ沖よりも DSi がはるかに豊富であるという事実によるものです。^[5]

河川および海底熱水活動により、海洋環境に6.1 × 10 ¹⁴ g SiO ₂ yr ^{−1 が供給されています。このシリカ供給量の約 3 分の 2 は}、大陸縁辺部および深海堆積物に蓄えられています。南極収束線(収束帯)の下にある珪質深海堆積物は、海洋に供給されるシリカの約 25% (つまり 1.6 × 10 ¹⁴ g SiO ₂ yr ⁻¹ ) を収容しており、その結果、地球の主要なシリカシンクの 1 つを形成しています。この地域で最も高い生物起源シリカの蓄積率が観測されているのは南大西洋で、過去 18,000 年間で 53 cm.kyr ^{−1という大きな値を示しています。さらに、}ベーリング海、オホーツク海、北太平洋亜 北極域の深海堆積物では、広範な生物起源シリカの蓄積が記録されています。これらの地域における生物起源シリカの総蓄積率は約0.6 × 10 ¹⁴ g SiO ₂ yr ⁻¹に達し、これは海洋に流入する溶解シリカの10%に相当します。

カリフォルニア湾、ペルー、チリの海岸などの大陸縁辺湧昇域は、世界でも最も高い生物起源シリカの蓄積率が特徴です。たとえば、カリフォルニア湾では、69 g SiO ₂ /cm ² /kyrという生物起源シリカの蓄積率が報告されています。これらの急速な生物起源シリカ蓄積帯は横方向に限定されているため、湧昇域は海洋に供給される溶解シリカの約5％を占めるだけです。最後に、大西洋、インド洋、太平洋の広大な深海堆積物では、極めて低い生物起源シリカの蓄積率が観測されており、これらの海洋は世界の海洋シリカ予算にとって重要ではありません。^[7]

平均日次 BSi 率は地域によって大きく異なります。

• 沿岸湧昇：46 mmol.m ⁻² .d ⁻¹
• 亜北極太平洋: 18 mmol.m ⁻² .d ⁻¹
• 南極海: 3～38 mmol.m ⁻² .d ⁻¹
• 海洋中央環流: 0.2～1.6 mmol.m ⁻² .d ⁻¹

同様に、BSi の年間総生産量は地域によって大きく異なります。

• 沿岸湧昇: 3 × 10 ¹² mol.yr ⁻¹
• 亜北極太平洋: 8 × 10 ¹² mol.yr ⁻¹
• 南極海: 17–37 × 10 ¹² mol.yr ⁻¹
• 海洋中央環流: 26 × 10 ¹² mol.yr ⁻¹

BSi の生産は以下によって制御されます。

• しかし、溶解シリカの利用可能性、シリコン制限成長の半飽和定数Kμは、シリコン吸収のKsよりも低くなります。
• 光の利用可能性: 直接光は必要ありません。光合成の 2 倍の深さでケイ素が吸収されます。ケイ素の吸収は夜間も継続しますが、細胞は活発に成長している必要があります。
• 微量栄養素の利用可能性。

BSi 溶解は以下によって制御されます。

• 溶解度の熱力学: 温度 (0 ～ 25 °C - 50 倍増加)。
• 沈下速度: 食物網構造 - 草食動物、糞便ペレット、廃棄された摂食構造、集合 - 急速な輸送。
• 有機マトリックスの細菌 分解（Bidle and Azam、1999）。

BSi 保存は次のように測定されます。

• 沈殿速度、主に沈殿池（本庄）
• 底生 再鉱化率（「リサイクル」）、底生フラックスチャンバー（Berelson）
• 堆積物中の BSi 濃度、アルカリ 溶液中の化学浸出、場所固有、岩石起源Si と生物起源 Siを区別する必要性、X 線回折。

BSi 保存は以下によって制御されます。

• 沈降速度;
• 間隙水中の溶解シリカ濃度：1.100 μmol/Lで飽和。
• 表面コーティング: 溶解した Al は堆積した生体シリカ粒子の溶解度を変え、溶解したシリカはAl とともに粘土または Al-Si コーティングとして沈殿することもあります。

火星のグセフクレーターで、火星探査ローバー 「スピリット」が偶然に乳白色のシリカを発見した。車輪の1つは以前から動かなくなっていたため、ローバーの後ろを移動する間に火星の表土を掘り下げていた。その後の分析で、シリカは熱水環境の証拠であることが判明した。^[8]

• 海洋生物起源の石灰化
• 原生生物の殻

• Brzezinski, MA (1985)。「海洋珪藻類のSi:C:N比：種間変動といくつかの環境変数の影響。」Journal of Phycology 21(3): 347-357。
• De La Rocha, CL (2006)。「オパールに基づく古環境条件のプロキシ」Global Biogeochemical Cycles 20。doi : 10.1029 /2005GB002664。
• Dugdale, RC および FP Wilkerson (1998)。「赤道太平洋湧昇流における新規生産のケイ酸塩制御」Nature 391(6664): 270。
• Dugdale, RC, FP Wilkerson, et al. (1995). 「新たな生産を促進するケイ酸塩ポンプの役割」Deep-Sea Research I 42(5): 697-719.
• Leng, MJ および Barker, PA (2006)。「古気候再構築のための湖沼珪藻シリカの酸素同位体組成のレビュー。」地球科学レビュー75:5-27。
• Ragueneau, O.、P. Treguer、他 (2000)。「現代の海洋における Si サイクルのレビュー: 生物起源オパールを古生物生産性の指標として応用する際の最近の進歩と欠落部分」地球および惑星の変化26: 317-365。
• 武田 誠 (1998) 「海洋水中の珪藻類の栄養消費率に対する鉄の利用可能性の影響」Nature 393: 774-777。
• ワーナー、D. (1977)。珪藻類の生物学。バークレーおよびロサンゼルス、カリフォルニア大学出版局。