珪質泥

珪質軟泥は深海底にある生物起源の遠洋堆積物の一種です。珪質軟泥は深海堆積物の中で最も一般的ではなく、海底の約 15% を占めています。^[1]軟泥は、遠洋微生物の骨格残骸を少なくとも 30% 含む堆積物と定義されています。^{[2]珪質軟泥は主に、}珪藻類や放散虫などの微小な海洋生物のシリカベースの骨格で構成されています。大陸縁辺付近の珪質軟泥の他の成分には、陸生シリカ粒子や海綿動物の骨針が含まれる場合があります。珪質軟泥はオパールシリカSiO ₂ · n H ₂ O でできた骨格で構成されており、炭酸カルシウム ( CaCO ₃ · n H ₂ O ) 生物 (すなわち円石藻類) の骨格でできた石灰質軟泥とは対照的です。シリカ（Si）は生体必須元素であり、シリカサイクルを通じて海洋環境で効率的にリサイクルされます。^[3]陸地からの距離、水深、海洋の肥沃度はすべて、海水中のオパールシリカ含有量と珪質軟泥の存在に影響を与える要因です。

珪藻類や放散虫などの珪質海洋生物は、バイオミネラリゼーションと呼ばれるプロセスを通じて、シリカを使って骨格を形成します。珪藻類と放散虫は、シリカをケイ酸、Si(OH) ₄の形で取り込むように進化しました。生物が細胞質に Si(OH) ₄分子を隔離すると、その分子はシリカ沈着小胞に運ばれ、そこでオパールシリカ (B-SiO ₂ )に変換されます。珪藻類と放散虫は、シリコントランスポーターと呼ばれる特殊なタンパク質を持っており、生物内でのケイ酸の隔離と輸送中にミネラル化を防ぎます。^[4]

ケイ酸の生物学的吸収の化学式は次のとおりです。

${\displaystyle {\ce {H4SiO4(aq) <-> SiO2*nH2O(s) + (2-n)H2O(l)}}}$

オパールシリカの飽和状態は、海洋表層水で生成された沈降オパール粒子の溶解により、海洋の深さとともに増加しますが、生物起源のオパールシリカを形成する反応が熱力学的に不利なほど低いままです。不利な条件にもかかわらず、生物は溶解したケイ酸を使用して、生物学的に制御されたバイオミネラリゼーションを通じてオパールシリカの殻を作ることができます。^[4]海底に到達するオパールシリカの量は、沈降、溶解、および水柱の深さの速度によって決まります。^[5]

水柱に沈むオパールシリカ（B-SiO _{2 ）の溶解速度は、海底の珪質軟泥の形成に影響を与える。シリカの溶解速度は、水柱内のオパールシリカの飽和状態と、海洋表層からのより大きな粒子内でのオパールシリカ粒子の再パッケージングに依存している。} ^[3]再パッケージングとは、オパールシリカの周囲に固体有機物（通常は糞便ペレット）が形成（場合によっては再形成）されることである。有機物は、オパールシリカがすぐに溶解してケイ酸になることを防ぎ、海底の堆積を増加させる。炭酸塩補償深度と同様に、オパール補償深度は約6000メートルで発生する。この深度より下では、ケイ酸からオパールシリカが形成されるよりも、オパールシリカからケイ酸への溶解が大きくなっている。海面で生成されるオパールシリカの平均4％のみが海底に堆積し、残りの96％は水柱内でリサイクルされます。^[3]

珪質軟泥は長い時間をかけて蓄積します。外洋では、珪質軟泥は約 0.01 mol Si m ⁻² yr ⁻¹の割合で蓄積します。^{[6]珪質軟泥の蓄積速度が最も速いのは、}生物起源の珪素の生成と輸出が最も多い南極海の深海（0.1 mol Si m ⁻² yr ⁻¹）です。 ^[7]  南極海の軟泥を構成する珪藻類と放散虫の骨格は、海底に沈むまでに 20 年から 50 年かかります。^[6]珪質粒子は、より大きな生物の排泄物に包まれている場合、より速く沈む可能性があります。^[6]  堆積すると、珪素は溶解と循環を続け、堆積層の深さ 10～20 cm に達するまで粒子の長期的な埋没を遅らせます。^[6]

オパールシリカが溶解するよりも速く蓄積すると、それは埋もれ、海洋チャート形成のための続成環境を提供することができます。 ^[8]  チャート形成につながるプロセスは、珪質軟泥の蓄積が最も速い南極海で観察されています。^[8]  しかし、チャートの形成には数千万年かかることがあります。^[7]珪質生物の骨格の破片は、再結晶化とセメント化の影響を受けます。^{[8]チャートは、埋もれた珪質軟泥の主な運命であり、海洋}シリカサイクルからシリカを永久に排除します。

珪質軟泥は湧昇域で形成され、海洋表層水に生息する珪質生物の成長に貴重な栄養分を提供する。^[9]注目すべき例は南極海で、インド洋、太平洋、南極周極深層の一貫した湧昇により、地球を囲む連続した珪質軟泥が形成されている。^[7]北赤道海流の下にある太平洋堆積物中の赤道湧昇が強化された結果、珪質軟泥の帯が存在する。亜極域の北太平洋では、アラスカ海流と親潮による湧昇が盆地の東側と西側に沿って発生する。珪質軟泥はこれらの亜極域の海底に沿って存在する。フンボルト海流やソマリア海流などの海洋盆地境界流は、珪質軟泥の形成に有利な他の湧昇流の例である。^[8]

珪質軟泥は、その組成に基づいて分類されることが多い。珪藻質軟泥は主に珪藻の骨格で形成され、高緯度の大陸縁辺部で典型的に見られる。^[9]珪藻質軟泥は南極海と北太平洋に見られる。^{[9] [10]}放散虫軟泥は主に放散虫の骨格で形成され、主に熱帯赤道および亜熱帯地域に分布する。^[10]放散虫軟泥の例としては、赤道地域、亜熱帯太平洋地域、インド洋亜熱帯盆地の軟泥がある。赤道東大西洋盆地の深海堆積物の小さな表面積は放散虫軟泥で覆われている。^[10]

泥状の深海底堆積物は、海洋シリカ循環における最大の長期シンクである（6.3 ± 3.6 Tmol Si year ⁻¹）。^[11]前述のように、この泥は続成作用によって岩石圏海洋チャートに変化する。このシンクは、ケイ酸塩の風化と河川からのケイ酸の海洋への流入によってほぼ均衡が保たれている。^[11]光合成層における生物起源のシリカ生産量は、240 ± 40 Tmol si year ⁻¹と推定されている。^[10]  表面での急速な溶解により、およそ 135 Tmol オパール Si year ⁻¹が除去され、再び生物鉱化に使用できる可溶性ケイ酸に変換される。^[11]残りのオパールシリカは、沈降粒子となって深海に輸出される。^[11]深海では、さらに 26.2 Tmol Si Year ⁻¹が溶解してから、オパールシリカとして堆積物に堆積する。^[11]  堆積物と水の界面では、シリカの90％以上がリサイクルされ、再び光合成層で利用するために湧昇します。^[11]生物学的時間スケールでの滞留時間は約400年と推定され、堆積物に埋もれる前にシリカ分子1個あたり25回リサイクルされます。^[11]

珪藻は光合成によって二酸化炭素を有機炭素に変換する一次生産者であり、生物ポンプを介して表層海洋から深海に有機炭素を輸出する。^[12]そのため、珪藻は表層水中の二酸化炭素の重要なシンクとなり得る。珪藻は（他の植物プランクトンと比較して）比較的大きいため、より多くの二酸化炭素を吸収することができる。さらに、珪藻はオパール珪酸塩殻の形成中に環境に二酸化炭素を放出しない。^[12]炭酸カルシウム殻を形成する植物プランクトンは（すなわち円石藻）、殻の形成中に副産物として二酸化炭素を放出するため、二酸化炭素の効率的なシンクとはならない。^[13]オパール珪酸塩骨格は、表層海洋から海底への珪藻粒子（すなわち炭素）の沈降速度を高める。^[14]  

大気中の二酸化炭素濃度は産業革命以来飛躍的に増加しており^[13]、研究者らは光合成による海洋表層の二酸化炭素吸収量を増やすことで大気中の二酸化炭素濃度を緩和する方法を模索している。^{[14]表層水の二酸化炭素吸収量の増加は、生物ポンプによる深海の}炭素隔離の増加につながる可能性がある。珪藻類のブルームダイナミクス、オパールシリカによる珪藻類のバラスト作用、およびさまざまな栄養要求により、珪藻類は炭素隔離実験の焦点となっている。

SERIES鉄濃縮実験のような鉄肥料プロジェクトでは、鉄を海盆に投入し、これが珪藻類による二酸化炭素の吸収率を高め、最終的に深海に沈めるかどうかをテストしています。^[13]鉄は、海の栄養分が多くクロロフィルが少ない地域では珪藻類の光合成を制限する栄養素であるため、利用可能な鉄の量を増やすと、その後の光合成の増加につながり、珪藻類の大量発生につながることがあります。この増加により、大気からより多くの二酸化炭素が除去されます。吸収される二酸化炭素は増えていますが、深海堆積物の炭素隔離率は一般的に低いです。光合成の過程で吸収された二酸化炭素のほとんどは、深海に運ばれて隔離される前に、表層で数回リサイクルされます。^[13]

先カンブリア時代、海洋のシリカ濃度は現代の海洋よりも桁違いに高かった。生物珪化の進化はこの時期に始まったと考えられている。[ ^15]放散虫や珪藻などのシリカを隔離する生物が表層水で繁殖し始めると、珪質の軟泥が形成された。^[15]

化石証拠は、放散虫が最初にカンブリア紀後期に浮遊性の浅瀬生物として出現したことを示している。^[16]放散虫が化石記録で目立つようになったのはオルドビス紀になってからである。^[16]放散虫は一次生産性の高い地域の湧昇域で進化し、殻を分泌する最古の生物として知られている。^[17]放散虫の遺骸は、珪質軟泥の変化の副産物であるチャートに保存されている。^{[18]放散虫の主要な種分化は}中生代に起こった。^[19]これらの種の多くは、現代の海では絶滅している。^{[16]科学者は、}新生代における溶存シリカをめぐる珪藻類との競争が、ほとんどの放散虫種の大量絶滅の原因である可能性が高いと仮説を立てている。

最も古い保存状態の良い珪藻化石はジュラ紀初期のものとされている。しかし、分子記録によると、珪藻は少なくとも2億5千万年前の三畳紀に進化したと示唆されている。^[20]珪藻の新種が進化して広がるにつれ、海洋のシリカ濃度は低下し始めた。^[19]今日、珪藻は推定10万種存在し、そのほとんどは顕微鏡でしか見えない（2～200μm）。^[19]初期の珪藻の中にはもっと大きく、直径が0.2～22mmのものもあった。^[17]

最も初期の珪藻は放射状中心藻で、海岸近くの浅瀬に生息していた。^[19]これらの初期の珪藻は外殻が重く浮遊できなかったため、底生動物として生息するように適応していた。^[19]双極中心藻や多極中心藻として知られる浮遊性珪藻は、白亜紀の約1億年前に進化し始めた。^{[19]化石珪藻は珪藻土（}珪藻土としても知られる）の中に保存されており、これは泥から岩石への変化の副産物の1つである。^[19]珪藻土粒子が海底に沈み始めると、炭素とシリカが大陸棚に沿って隔離された。大陸棚に沿って隔離された炭素は、今日の主要な石油埋蔵量となっている。^[12]珪藻類の進化は、地球の地質学的歴史において、大気中の二酸化炭素を大幅に除去し、同時に大気中の酸素濃度を増加させた時期を示しています。^[12]

古海洋学者は、海洋の経年変化を知るために先史時代の泥を研究しています。^[9]泥の堆積物の分布と堆積パターンは、科学者に珪質生物の成長に最適な条件が整っていた先史時代の海洋地域に関する情報を提供します。^[9]

科学者は深海堆積物のコアを採取して古泥を調べます。^[9]これらのコアの堆積層は、時間の経過に伴う海洋の堆積パターンを明らかにします。科学者は古泥をツールとして使用し、古海洋の状態をより正確に推測することができます。^[9]古泥の堆積率は、特定の時点の深海循環、地殻活動、気候を判断するために使用できます。泥は、珪質生物の歴史的な豊富さを判断するのにも役立ちます。^[21]

カザフスタンの西バルハシ地方にあるブルバイタル層は、知られている中で最も古い深海の生物起源の堆積物です。^[20]ブルバイタル層は主にチャートで構成されており、1500万年（カンブリア紀後期～オルドビス紀中期）にわたって形成されました。^[20]これらの堆積物は、赤道直下の緯度の湧昇域で形成された可能性があります。^[20]ブルバイタル層は、その形成時にはまだ珪藻が進化していなかったため、主に放散虫で構成されています。ブルバイタル堆積物により、放散虫がカンブリア紀後期のシリカサイクルで重要な役割を果たしたと研究者は考えています。^[20]カンブリア紀後期（4億9700万年前～4億8540万年前）は、海洋生物多様性の移行期であり、海底に軟泥が蓄積し始めた時期です。^[20]

珪質軟泥の地理的分布の変化は、中新世に起こった。^[9] 1600万年前、北大西洋の珪質軟泥堆積物は徐々に減少し、同時に北太平洋の珪質軟泥堆積物が増加した。^{[9]科学者たちは、この体制の変化は、}北大西洋深層水（NADW）の形成に寄与した北欧海越流水の導入によって引き起こされた可能性があると推測している。南極底層水（AABW）の形成は、NADWの形成とほぼ同時期に起こった。^[9] NADWとAABWの形成は、海洋を劇的に変化させ、珪質生物の空間的な集団移動をもたらした。^[9]

白亜紀と第三紀の境界は、一般にKT大量絶滅と呼ばれる地球規模の大量絶滅の時代でした。ほとんどの生物が姿を消していた一方で、海洋珪質生物は暁新世初期の海で繁栄していました。その一例がニュージーランドのマールボロ近海で発生しました。^[22]古泥状堆積物は、この時期に珪藻類と放散虫の両方が急速に増加したことを示しています。科学者たちは、この生物珪質の生産性が高かった時期は、地球規模の気候変動に関連していると考えています。この珪質プランクトンの急増は、第三紀の最初の100万年間に最大であり、寒冷化気候への反応として湧昇が促進され、海面変動による栄養循環が促進されたと考えられています。 ^[22]

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• 石灰質の泥