逆風化

逆風化とは、一般的に、ケイ酸塩の風化とは無関係に、粘土が 陽イオンとアルカリ度を消費して新生する過程を指します。より具体的には、逆風化とは、 1)生物起源のシリカと水性陽イオンまたは陽イオン含有酸化物、または2) 陽イオンの少ない前駆体粘土と溶解した陽イオンまたは陽イオン含有酸化物との反応から自生粘土鉱物が形成されることを指します。^[1]

逆風化プロセスにはさまざまな陰イオンと陽イオンが関与しますが、次の単純化された反応にまとめることができます。

生体シリカ（SiO ₂）+金属水酸化物（Al(OH) ₄ ⁻）+溶解陽イオン（K ⁺、Mg ²⁺、Li ⁺など）+重炭酸塩（HCO ₃ ⁻）→粘土鉱物+ H ₂ O + CO ₂ ^[2]

逆風化による自生粘土鉱物の形成は、まだ十分に解明されていない。これまでの研究の多くは、アマゾン川デルタ^[3] 、ミシシッピ川デルタ、ピレネー山脈のアインサ・ソブラルベの古デルタ、エチオピア地溝帯の湖沼群^[4]などの局所的な地域で行われており、このプロセスを世界規模で理解することは困難である。逆風化研究の原動力の多くは、河川と海洋の化学質量バランスを制約することから生じている。^[5]逆風化が発見される前は、海洋の化学質量バランスのモデルは、観測されたよりも高いアルカリ金属と重炭酸塩（HCO ₃ ^{− ）濃度を予測していた。 [5]}当初、この過剰分はすべて自生粘土鉱物の形成によるものと考えられていたが、熱水噴出孔の発見により、この考えに疑問が投げかけられた。なぜなら、これらの場所でも、海洋からのアルカリ・アルカリ土類金属とHCO ₃ ^{−の除去が起こっているからである。 [5]}

逆風化のプロセスと範囲は、いくつかの方法と代理指標によって推測されてきました。

生物起源シリカとケイ酸（風化の産物）の現場測定は、水系内で逆風化が起こる速度と程度を分析するために使用されてきました。^{[6] [7]逆風化の結果としての生物起源シリカの吸収は、上にある水と比較して溶解したSiO} ₂の濃度が比較的低いことで観察されます。

逆風化の実験室観察は、オパールの溶解速度を測定するために培養と流通反応器を使用して行われてきました^{[8] [3]}粘土は、走査型電子顕微鏡、X線、透過型電子顕微鏡を使用して研究されました。^[1]粘土が急速に形成されたことが観察され、この時間と堆積物の既知の含有量を使用して、世界中の川でこのプロセスによって消費されたカリウムイオンの濃度が推定されました。 ^[1]

実験室実験には、自然環境から採取した堆積物サンプルを密閉容器に封入し、さまざまな濃度の逆風化反応物（珪藻類、陽イオン、金属などの形態の生物起源シリカ）を加える培養実験も含まれる。^[8]

誘導結合 プラズマ発光分光計（ICP-OES）を使用すると、間隙水や消化堆積物サンプル中の陽イオンとシリカの濃度と同位体情報も得られます。マルチコレクター誘導結合プラズマ質量分析計（MC-ICP-MS）の利用も、溶液中の金属とシリカの同位体データを取得する手段として使用されます。^[7]

プランクトン性有孔虫内のリチウム同位体濃度は、過去6800万年間の珪酸塩風化速度と逆風化速度の変化を推測するために使用されてきた。^[9]海水からのリチウムの除去は主に海洋堆積物内でのリチウムの同化に依存しており、その変動は他の要因に加えて、珪酸塩風化と逆風化の相対的な速度を示していると考えられている。リチウム含有量の低い有孔虫は、その期間に逆風化がより顕著であった可能性があることを示唆している。^[9]

アマゾン川デルタ堆積物の研究では、逆風化による自生ケイ酸塩粘土の形成は熱力学的に好ましいことが示されました。^{[3]自生ケイ}酸塩粘土の形成に対する主な制御は、溶液中の反応物の供給です。生物起源のオパール、金属水酸化物（例：アルミネート（Al(OH) ₄ ⁻ ））、または溶解した陽イオンが限られている地域では、自生ケイ酸塩粘土の生成が制限されます。^[8]金属、陽イオン、シリカは主に陸源物質の風化によって供給され、逆風化の熱力学的好ましさに影響を与えます。 ^[10]

運動学的には、逆風化による粘土鉱物の形成は比較的速い（1年未満）可能性がある。^{[3]形成までの時間が短いため、逆風化は海洋のさまざまな}生物地球化学的循環に合理的に寄与していると考えられている。^[3]

逆風化による自生粘土鉱物の生成過程では二酸化炭素（CO 2 ）が放出される。 [ ₁₀ ]しかし、ケイ酸塩風化による重炭酸塩の放出量は逆風化で生成されるCO 2 の量を上回る^。_そのため、逆風化によって自生粘土鉱物の生成中にCO _{2 が増加するものの、システム内のHCO 3} ⁻の濃度によって圧倒され、局所的なpHに大きな影響を与えることはない。^[10]

近年、逆風化が生物起源シリカに与える影響は、シリカ循環を定量化する上で大きな関心を集めています。風化中、溶解シリカは氷河の流出と河川流入を通じて海洋に運ばれます。^{[8]この溶解シリカは、}珪藻 類などの多数の海洋生物に取り込まれ、保護殻の形成に使用されます。^[8] これらの生物は死ぬと、水柱を通って沈みます。^[8]生物起源SiO ₂の活発な生成がなければ、鉱物は続成作用を開始します。^[8]この溶解シリカを逆風化のプロセスで自生ケイ酸塩粘土に変換すると、シリコン入力の20〜25％が除去されます。^[12]

河川デルタでは堆積物の蓄積率が高く、急速な続成作用が見られるため、逆風化がよく見られます。^[13]ケイ酸塩粘土の形成により、堆積物の孔隙水から反応性シリカが除去され、これらの場所で形成される岩石中のシリカの濃度が高まります。^[13]

珪酸塩風化は深部のメタン生成堆積物でも支配的なプロセスであるように思われるが、逆風化は表層堆積物でより一般的であるが、それでも発生率は低い。^[3]

アマゾン川デルタでは、逆風化作用で地中に埋もれたSiO ₂の約90％が消費されるのに対し、この場所でのカリウムイオンの生成量は約2.8 μmol g ⁻¹ year ⁻¹です。^[3 ]アマゾン川から流入するカリウムの約7～10％は、カリウムと鉄に富むアルミノケイ酸塩の形成によって海から除去されます。^[3]ミシシッピ川デルタでは、堆積物に埋もれているSiO ₂の約40％が自生のアルミノケイ酸塩に変換されます。 ^[14] 2つのデルタの主な違いは、アマゾンデルタの堆積物が多くの侵食および堆積プロセスにさらされ、大量の鉄酸化物を生成することです。堆積物は通常、平均30年間この地域に留まりますが、上層は年に1～2回、大きな物理的な再加工を受けます。間隙水データによると、アマゾン川デルタにおける自生粘土の形成は数ヶ月から数年程度で起こることが示唆されている。この地域の粘土形成の制限反応物は利用可能なSiO2の量である_。これは、河川水には一般に鉄、カリウム、マグネシウム、アルミニウムなどの他の反応物も高濃度に含まれているためである。^[3]一方、ミシシッピ川デルタでは、これらの反応の制限栄養素は鉄である。

逆風化の影響は、古デルタ系でも観察されている。アインサ盆地では、始新世に古デルタ系が形成され、ピレネー山脈の造山運動によって隆起した。海洋条件で堆積した古堆積物と沖積環境の堆積物との間には、同位体地球化学的差異が観察された。^[15]リチウム同位体シグネチャ（δ ⁷ Li）とシリコン同位体シグネチャ（δ ³⁰ Si）は、海洋堆積物の方が沖積堆積物よりも系統的に軽く、^[15]海洋堆積物中に自生粘土が形成されたことを示唆している。さらに、海洋堆積物では、δ ⁷ Liシグネチャは鉄含有量と相関しており、海洋環境における鉄の続成作用と逆風化プロセスの結合を示唆している。この結合は、還元環境では、以下の反応によって達成できる。^[15]

H ₄ SiO ₄ + Fe ²⁺ + 2 HCO ₃ ^– → FeO-SiO ₂（鉄を多く含む粘土） + 3 H ₂ O + 2 CO ₂

エチオピア地溝帯の湖沼における逆風化は容易に観察可能であり、この場所での最近の研究は、海洋におけるプロセスの程度を推測するために使用されてきた。ある研究では、湖沼では全般的にアルカリ度が不足しており、この不足の半分強はアルミノケイ酸塩鉱物の形成に起因すると示唆されている。^[4]塩の沈殿はそれほど深刻ではないため、逆風化によるこれらの粘土鉱物の発達は、海洋と比較してより容易に観察できる。エチオピア地溝帯の湖沼における粘土形成率を基準として、この研究では、海洋における粘土形成は逆風化プロセスに完全に起因するには高すぎると示唆されている。深海の逆風化プロセスは、pHが一般に低いため、完了することはないと考えられている。 深海における粘土形成の主な原因は熱水活動であると示唆されている。 ^[4]

熱水噴出孔が逆風化の大きな原因であるという仮説もある。 ^[13]しばらくの間、海洋への溶存塩の唯一の供給源は陸生河川流入であると仮定されていた。後に、熱水噴出孔は水と岩石の相互作用から生じる溶解鉱物の急流を放出することで、海洋の塩分濃度に重要な役割を果たしていることが判明した。 ^{[16]これらの場所では、溶解塩の一部が岩石と反応して除去されるため、}熱水流体 と比較して海水のイオン組成が変化する。^[16]

一部の研究者は、逆風化が熱水噴出孔におけるシリカ循環に役割を果たしている可能性があると仮説を立てています。 ^[5]低温の熱水噴出孔は地殻からケイ酸を放出し、それが海底から出る前に冷えてスメクタイトなどの粘土として沈殿します。^[12] 熱水噴出孔での逆風化がシリカ循環全体にどの程度影響するかは、注目されている話題です。^{[17] [18] [12]}

1933年、ヴィクター・モーリッツ・ゴールドシュミットは、火成岩と揮発性物質が相互作用して堆積物と海水が生成されるという反応を初めて提唱した。^{[19] [20] [21] 1959年、ラース・グンナー・シレンは、ケイ酸塩の形成を伴う反応が、}海水の組成とpHを制御する役割を果たしている可能性があると提唱した。^[20]シレンの提唱当時は、粘土鉱物反応の熱力学定数は不明であり、そのような反応が存在することを示す熱力学的指標はほとんどなかった。^{[22]その後、}フレデリック・マッケンジーおよびロバート・ガレルズは、ゴールドシュミットとシレンの研究を再構成反応の概念と組み合わせて、1966年に逆風化仮説を導き出した。^[4]それ以来、逆風化はさまざまな海洋環境反応や観察の説明として使用されてきている。

今日、逆風化の重要性については多くの議論がなされている。このプロセスの地球規模での範囲はまだ測定されていないが、特定の地域的な例を用いて推論することは可能である。^[23]