ケイ素同位体生物地球化学

ケイ素同位体生物地球化学は、ケイ素 同位体の相対的存在量を用いた環境プロセスの研究である。ケイ素安定同位体の相対的存在量は天然物質によって異なるため、^[2]存在量の違いを利用してケイ素の起源を追跡し、生物学的、地質学的、化学的プロセスを研究することができる。^{[1]ケイ素の安定同位体生物}地球化学の研究は、地球規模の生物地球化学的ケイ素循環におけるさまざまなケイ素フラックスを定量化し、地球規模のケイ素循環における生物起源シリカの役割を理解し、環境および古海洋学的プロキシとしての堆積性ケイ素記録の用途と限界を調査することを目的としています。^[1]

自然界のケイ素は、通常、四価の酸化状態で酸素と結合している。固体ケイ素の主な形態はケイ酸塩鉱物と非晶質シリカであるが、水溶液中ではオルトケイ酸とその解離種が優勢な形態である。^[3]ケイ素には3つの安定同位体があり、平均自然存在比は²⁸ Si– 92.23%、²⁹ Si– 4.67%、³⁰ Si– 3.10%である。^[2]ケイ素の同位体組成は、次のようにデルタ表記法で表すことが多い。

${\displaystyle \delta ^{30}Si={({^{30}Si \over ^{28}Si})_{sample} \over ({^{30}Si \over ^{28}Si}) _{標準}}-1}$

サンプルのδ ^{30 Si を定義するための参照物質（標準）は}、国立標準技術研究所（NIST）によって認定および配布され、NIST RM 8546 とも呼ばれる国立標準局（NBS）28 砂石英です。 ^[3]現在、Si 同位体の測定には、ガス源同位体比質量分析法（GC-IRMS）、二次イオン質量分析法（SIMS）、マルチコレクタ誘導結合プラズマ質量分析法（MC-IPC-MS）、およびレーザーアブレーション MC-ICP-MS の 4 つの主要な分析方法があります。^[3]

一次鉱物は、地球の地殻の形成中に結晶化する鉱物であり、その典型的なδ ³⁰ Si同位体値は、−0.9‰～+1.4‰の範囲にあります。^{[1]地球の地殻は、Siを溶解し、同時に二次Si鉱物を生成する風化プロセスを絶えず受けています。二次Siの形成は、重いSi同位体（ 30} Si）を区別し、比較的低いδ ³⁰ Si同位体値（−3‰～+2.5‰、平均：−1.1‰）の鉱物を生成します。^[4]この同位体分別は、風化の初期段階で起こるアルミニウム水酸化物へのSi吸着の運動論的同位体効果によって制御されることが示唆されています。^[5]軽いSi同位体が二次鉱物に取り込まれる結果、残りの溶解したSiは重いSi同位体（³⁰ Si）が相対的に多くなり、比較的高いδ30 Si同位体値（−1‰～+2‰、平均：+0.8‰）に関連付けられます^。 [ ^4]溶解したSiは、多くの場合、河川によって海洋に運ばれます。

植物によるケイ素の吸収は、通常、軽い Si 同位体を区別し、³⁰ Si に富む植物（δ ³⁰ Si が 0～6‰）を形成します。^{[1]この比較的大きな}同位体分別の原因は不明のままですが、主な理由は、植物によるケイ素の吸収のメカニズムがまだ解明されていないためです。植物のケイ素は、例外的に高い δ 30 Si 値と関連している木質部にあります^{。[6] 植物組織内のシリカの微細構造である植物珪素体は、比較的低い δ 30 Si 値を持っています。[6] たとえば、さまざまな小麦器官の植物珪素体の平均 δ 30} Siは-1.4 ^～ 2.1 ‰^である^と報告されていますが、[ 7 ^{]これは、植物の一般的な範囲（δ 30} Si が 0～6‰）よりも低いです。植物珪素体は比較的溶解性が高く、植物が腐敗するにつれて、陸上の溶解性 Si 予算に寄与します。^[1]

水生環境（川、湖、海）では、溶解した Si は珪藻類、ディクティオチャレス、放散虫、海綿動物によって利用され、固体の bSiO ₂構造を形成します。バイオミネラリゼーションしたシリカは非晶質構造であるため、その特性は生物ごとに異なる場合があります。^[8] 珪藻によるバイオミネラリゼーションは、海洋内で最大の Si フラックスを引き起こすため、地球規模の Si サイクルにおいて重要な役割を果たしています。^[9]珪藻による Si の吸収中、重同位体に対する同位体差別が行われ、³⁰ Si が枯渇した生物起源のシリカ鉱物が形成されます。^[10]その結果、周囲の水に残っている溶解した Si は^{30 Si に富んでいます。珪藻は}光合成に太陽光に依存するため、表層水に生息し、そのため海洋の表層水は通常³⁰ Si に富んでいます。^[1]放散虫によるバイオミネラリゼーション中の同位体分別に関する利用可能なデータは少ないが、放散虫も重い同位体（ ³⁰ Si）を識別し、同位体分別の程度は珪藻によるバイオミネラリゼーションと同程度の範囲であると示唆されている。^[11]海綿動物も^{30 Siよりも28} Siの同位体選択性を示すが、同位体分別の程度はより大きくなることが多い^[1]（定量的な比較については図2を参照）。

熱水噴出孔は溶解したSiを海洋Siリザーバーに供給します。現在、このフラックスに関連するδ ^{30 Si値に関するデータが不足しているため、熱水Siフラックスの大きさを決定することは困難です。 [1]熱水噴出孔のδ 30} Si値に関する公表されたデータポイントは2つだけです（−0.4‰と−0.2‰）。^[12]

堆積物間隙水のδ ^{30 Si 値は、堆積後（}続成作用）の Si の沈殿または溶解によって影響を受ける可能性があります。これらのプロセスは、元々堆積した堆積物のδ ³⁰ Si 値を変え、岩石記録に保存されているδ ^{30 Si を決定するため、これらの}プロセスの程度と同位体分別を理解することが重要です。 ^[1]一般的に、Si の沈殿は軽い同位体（²⁸ Si）を優先し、ホスト溶液中に³⁰ Si に富む溶解 Siをもたらします。 ^[13]間隙水中の Si 溶解の同位体効果はまだ明らかになっていません。一部の研究では、溶解中に²⁸ Siが優先されると報告されていますが^[14] 、他の研究では、堆積物の溶解中に同位体分別は発現しなかったと報告されています。^[15]

ケイ酸漏出仮説（SALH）は、氷河期と間氷期の間の大気中のCO _{2変動を説明することを目的とした提案されたメカニズムです。} ^{[16]この仮説は、氷河期に}南極海の塵の堆積が促進された結果、珪藻類が窒素に比べて消費するSiが減少することを提唱しています。Si:N吸収比の低下により南極海でSi過剰が発生し、それがコッコリソフォアが優勢な海洋の低緯度に漏れ出します。Si濃度が上昇すると、珪藻類の個体数がコッコリソフォアを凌駕し、CaCO _3の沈殿が減少し、海洋のアルカリ度と炭酸塩ポンプが変化する可能性があります。^{[17]これらの変化は、最終氷河期に観測されたCO} ₂の減少と一致して、大気中のCO 2 濃度が_低い新しい海洋大気定常状態を引き起こすと考えられます。^[16]この仮説を検証するために、南極海の珪藻類堆積物に記録されたδ30Siとδ15N同位体値が使用されてきた。[ ^{18 ]この記録から、最後の}氷河期におけるSiとNの供給と利用のダイナミクスを解釈できる可能性がある。ケイ酸漏出仮説と一致して、これらの同位体アーカイブは、南極海でのSiの利用が氷河期中に増加したことを示唆している。^[18]

チャートのSi同位体記録から海洋の古水温を再構築する試みがあり、太古代の海水温は現代（約70℃）よりもかなり高かったと提唱されている。^[19]しかし、その後の研究ではこの古温度測定法に疑問が投げかけられ、太古代の岩石のδ ^{30 Si値について別の説明が提示されている。 [3]これらのシグナルは、元のδ 30} Si値を上書きする続成変質プロセスの結果である可能性があり、^[20]あるいは太古代のチャートが異なるSi源で構成されていたことを反映している可能性がある。太古代のSi堆積物の主な発生源は、風化、浸食、砕屑性堆積物の珪化、または水熱活動であった可能性が高い。^[21]これは、現代の海洋における 膨大なSiO ₂バイオミネラリゼーションとは対照的である。

経験的較正によれば、海綿動物とその生息する水との間の δ ³⁰ Siの差（Δ ³⁰ Si と表記）は、生息する溶液の Si 濃度と相関している。 ^[22]そのため、古代の海洋の底水中の Si 濃度は、岩石記録に保存されている共存する海綿動物の骨針の δ ³⁰ Siから解釈できると示唆されている。^[22]この関係は海綿動物の成長速度と Si 吸収速度論によって決まると提案されているが、^[22]現在、海綿動物のバイオミネラリゼーション経路に関する理解は限られている。^[1]この関係の背後にあるメカニズムはまだ明らかではないが、さまざまな実験室実験、現代の環境、およびコア上部堆積物の間で一貫しているように見える。^{[1]ただし、}肉食性海綿動物の δ ³⁰ Si が予想される相関と大幅に異なる可能性があるという証拠もある。^[23]

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