규수성옥수수

규산성 오물은 심해 바닥에 위치한 생물학적 펠라성 침전물의 일종이다. 규산성 오물은 심해 퇴적물 중 가장 흔하지 않으며, 해저의 약 15%를 차지한다.^[1] 오일은 최소 30%의 골격 미생물을 함유하고 있는 퇴적물로 정의된다.^[2] 규산성 오물은 주로 규조류나 방사선과 같은 미세한 해양 생물의 실리카를 기반으로 한 뼈로 구성되어 있다. 대륙 여백 근처에 있는 규산성의 다른 구성 요소에는 테르스트리에서 파생된 규산 입자와 스펀지 스피쿨이 포함될 수 있다. 규산염은 탄산칼슘 생물의 뼈대(즉, 코코리토포레)와 반대로 오팔실리카 시(O₂)로 만든 뼈대로 구성되어 있다. 실리카(Si)는 생물 필수 원소로 실리카 사이클을 통해 해양 환경에서 효율적으로 재활용된다.^[3] 육지 질량으로부터의 거리, 수심, 해양의 다산성은 바닷물의 오팔 실리카 함량과 규산 분출의 존재에 영향을 미치는 모든 요인이다.

포메이션

해양실리카의 생물학적 흡수

규조류나 방사선과 같은 규소성 해양생물은 규소를 사용하여 생물유민화라고 알려진 과정을 통해 골격을 형성한다. 규산, 시(OH)의 형태로 규산(silic acid, Si)의 형태로 규산(silic acid, Si, OH)을 흡수하도록 디아톰과 방사선 전문의들이 진화했다.₄ 일단 유기체가 세포질 내에 Si(OH)₄ 분자를 은닉하고 나면, 분자들은 실리카 증착실로 옮겨져 오팔 실리카(B-SiO₂)로 변한다. 규산염과 방사선 전문의들은 실리콘 전달체라고 불리는 특별한 단백질을 가지고 있는데, 이는 유기체 내에서 규산의 격리 및 운반 과정에서 광물화를 방지하는 것이다.^[4]

규산의 생물학적 흡수를 위한 화학식은 다음과 같다.

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

오팔 실리카 포화 상태

관련 시리즈의 일부
생물유민화
일반 광물화 조직 생물결정화 생체인터페이스 바이오필름 추억화
외골격(껍질) 절지동물 외골격 큐티클 브라치오포드 껍질 두팔로포드 껍질 권선 포탄 커틀 본 글라디우스 로리카 초아노플라겔라테로리카 양성자 껍질 코크스피어 코콜리스 규조파괴 포아미노페라 검사 아메배를 시식하다. 조개껍질 에치노데름 스테레오 연체동물 껍질 자크레 치톤 껍질 위층 껍질 작은 동물 보호소 비늘발 달팽이 껍질 하구 조개. 스펀지 스피쿨레 테스트
내골격(뼈대) 척추동물 해골 골광물 오사화
치아, 저울, 엄니 등 가느다란 이빨 이톨리스 구석기 막 스케일 마이크로포실 투스크
석회화 무정형 탄산칼슘 해양 생물 유발 석회화 아라곤이트 우랄산 아라곤산모래 아라곤성 바다 석회석 미생물 석회암 강수량 석회암 바다 그레이트 캘커이트 벨트
규산화 생물성 실리카 규수성 비옥. 분자질 토양
기타 양식 골침대 케로겐 알긴산염 오일 셰일 인산염 인광산염
기타 광물 진화 흙에서 광물화 고정화 밸러스트 광물 마그네토포실 자석 자성세균 자기감각 마이크로포실 증류유전자 드루즈 큐프리비두스 메탈리두란스 생물유미화다각류 미네랄 영양소 미생물매트 화석화 퍼미네이션 석회화화하다 버지스 셰일 보존
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오팔실리카 포화 상태는 지표 해양에서 생성되는 가라앉는 오팔 입자의 해체로 인해 해양 깊이에 따라 증가하지만, 여전히 생물학적 오팔실리카를 형성하기 위한 반응이 열역학적으로 불리할 정도로 충분히 낮은 상태를 유지하고 있다. 불리한 조건에도 불구하고 유기체는 용해된 규산을 사용하여 생물학적으로 통제된 생물분산을 통해 오팔실리카 껍질을 만들 수 있다.^[4] 해저까지 도달하는 오팔실리카의 양은 침하율, 해체율, 수기둥 깊이 등에 의해 결정된다.^[5]

심해로 실리카 수출

물기둥에 가라앉는 오팔실리카(B-SiO₂)의 용해율은 해저에 규산물이 형성되는 데 영향을 미친다. 실리카의 용해율은 물기둥의 오팔실리카 포화 상태에 따라 달라지며, 표면 해양의 더 큰 입자 내에서 오팔실리카 입자의 재포장에 따라 달라진다.^[3] 리패키지란 오팔 실리카 주위에 고체 유기 물질(대개 배설물)을 형성(그리고 때로는 재형성)하는 것이다. 유기 물질은 오팔 실리카가 규산으로 즉시 분해되는 것을 막아 해저 침전량을 증가시킬 수 있다. 탄산염 보상 깊이와 유사한 오팔 보상 깊이는 약 6000m에서 발생한다. 이 깊이 아래에서는 오팔실리카가 규산으로 분해되는 것이 규산에서 오팔실리카가 형성되는 것보다 더 크다. 해수면에서 생산되는 오팔실리카의 4%만이 평균적으로 해저에 침전되고 나머지 96%는 물기둥에서 재활용된다.^[3]

축적율

규산염은 오랜 시간 동안 축적된다. 탁 트인 바다에서 규수성 오물은 약 0.01 mol Si⁻² m yr의⁻¹ 비율로 축적된다.^[6] 규산염의 가장 빠른 축적률은 생물학적 규소 생산과 수출이 가장 큰 남해 심해(0.1 mol Si m⁻² yr⁻¹)에서 발생한다.^[7] 남해를 구성하는 규조류와 방사선의 해골은 해저로 가라앉는 데 20년에서 50년이 걸릴 수 있다.^[6] 규산 입자들은 더 큰 유기체의 배설물 알갱이에 싸여 있으면 더 빨리 가라앉을 수 있다.^[6] 일단 침전된 실리카는 용해와 순환을 계속하여 침전층의 10~20cm 깊이에 도달할 때까지 입자의 장기 매립을 지연시킨다.^[6]

해양 체르 형성

오팔실리카가 용해되는 속도보다 빠르게 축적되면 매장되어 해양 체르 형성을 위한 측광학적 환경을 제공할 수 있다.^[8] 체르트 형성을 유도하는 과정은 규산성 어우즈 축적이 가장 빠른 남해에서 관찰됐다.^[8] 그러나 체르트 형성은 수천만 년이 걸릴 수 있다.^[7] 규산성 유기체의 골격 파편들은 재분해와 시멘트의 대상이 된다.^[8] 체르트는 매장된 규산성 액체의 주요 운명으로 해양 규산염 순환에서 규산을 영구적으로 제거한다.

지리적 위치

해수면에 사는 규수생물의 성장을 위해 귀중한 영양소를 공급하는 상류지역에 규수성 오일이 형성된다.^[9] 주목할 만한 예는 인도, 태평양, 남극의 순환 깊은 물의 지속적인 상승으로 전세계에 걸쳐 있는 연속적인 규산성 침출물이 발생한 남해안이다.^[7] 북적도 해류 아래의 태평양 퇴적물에서 강화된 적도 상승의 결과물인 규수성 오수 띠가 있다. 아극성 북태평양에서는 알래스카 해류와 오야시오 해류에서 분지의 동쪽과 서쪽을 따라 상류층이 발생한다. 이러한 아극성 지방에서는 해저에 규산성 오물이 존재한다. 험볼트 해류와 소말리아 해류와 같은 해양 유역 경계 전류는 규수성 액체의 형성을 선호하는 다른 상승 해류의 예들이다.^[8]

규수성 오물은 종종 그 구성에 따라 분류된다. 이산화질소는 주로 이산화질소의 뼈대들로 형성되며 일반적으로 높은 위도에서 대륙의 여백을 따라 발견된다.^[9] 남양과 북태평양에는 규조류가 존재한다.^[9][10] 방사성 동위원소(radiolarian oos)는 대부분 방사선 뼈대로 만들어지며 주로 열대 적도 및 아열대 지방에 위치한다.^[10] 방사성 동위원소의 예로는 적도 지방, 아열대 태평양 지역, 인도양의 아열대 분지의 오수가 있다. 심해 침전물의 작은 표면적은 적도의 동대서양 유역에 방사능으로 오염된 침전물로 덮여 있다.^[10]

해양실리카 사이클에서의 역할

oosze 형태의 심해저 침적은 해양 실리카 사이클(6.3±3.6Tmol Si⁻¹) 중 가장 큰 장기 침하물이다.^[11] 위에서 언급한 바와 같이, 이 오물은 지질학적으로 암석권의 해양 체르로 변형된다. 이 싱크대는 규산염 풍화작용과 바다로 흘러들어가는 규산염의 강물에 의해 대략 균형을 이룬다.^[11] 광자대에서 발생하는 생물학적 실리카 생산량은 240±40Tmol Siyear로 추정되며,^[10] 표면에서 빠르게 분해하면 약 135Tmol opal Siyear가⁻¹ 제거되어 다시 생물유민화에 사용할 수 있는 수용성 규산으로 전환된다.^[11] 나머지 오팔실리카는 가라앉는 입자로 심해로 수출된다.^[11] 심해에서는 또 다른 26.2 Tmol Si Year가⁻¹ 용해된 후 침전물에 오팔 실리카로 침전된다.^[11] 침전물 인터페이스에서 실리카의 90% 이상이 재활용되고 광자 영역에서 다시 사용할 수 있도록 공급된다.^[11] 생물학적 시간대의 거주 시간은 약 400년으로 추정되며, 실리카의 각 분자는 침전물 매장 전에 25번 재활용되었다.^[11]

규산성 분출과 탄소 격리

디아톰은 광합성을 통해 이산화탄소를 유기탄소로 전환하고, 생물학적 펌프를 통해 지표 해양에서 심해로 유기탄소를 수출하는 1차 생산국이다.^[12] 따라서 규조류는 지표수의 이산화탄소에 중요한 싱크대가 될 수 있다. 비교적 큰 크기의 규조류 때문에(다른 식물성 플랑크톤에 비해) 총 이산화탄소를 더 많이 섭취할 수 있다. 게다가, 규산염은 오팔 규산염 껍질이 형성되는 동안 환경으로 이산화탄소를 배출하지 않는다.^[12] 칼슘-카본산 껍질(즉, coccolithophores)을 만드는 식물성 플랑크톤은 껍질 형성 과정에서 부산물로 이산화탄소를 배출해 이산화탄소 배출 효율이 떨어진다.^[13] 오팔 규산염 골격은 지표 해양에서 해저까지의 규조 입자(즉, 탄소)의 침하 속도를 향상시킨다.^[14]

철 수정 실험

대기^[13] 이산화탄소 수치는 산업혁명 이후 기하급수적으로 증가하고 있으며 연구원들은 광합성을 통해 지표 해양에서 이산화탄소 흡수량을 증가시킴으로써 대기 이산화탄소 수치를 완화하는 방법을 연구하고 있다.^[14] 지표수의 이산화탄소 흡수량이 증가하면 생물학적 펌프를 통해 심해에서 이산화탄소가 더 많이 격리될 수 있다. 디아톰의 꽃 역학, 오팔 실리카에 의한 밸러스트화, 그리고 다양한 영양소 요구는 디아톰을 탄소 격리 실험의 초점으로 만들었다.

SEXION 철분비료 실험과 같은 철분비료 프로젝트는 철분을 해양 분지에 도입하여 이것이 규조류에 의한 이산화탄소 흡수율을 증가시키고 궁극적으로 그것을 심해로 가라앉히는지를 시험했다.^[13] 철은 해양의 고영양 저염소 광합성을 위한 제한적 영양소로서, 이용 가능한 철의 양을 증가시키면 광합성이 후속적으로 증가하게 되고, 때로는 이원자 꽃이 피게 된다. 이 증가는 대기의 이산화탄소를 더 많이 제거한다. 이산화탄소가 더 많이 흡수되고 있지만 심해 퇴적물의 탄소 분리율은 일반적으로 낮다. 광합성 과정에서 차지하는 이산화탄소는 대부분 지표층 내에서 여러 차례 재활용된 뒤 심해로 가습된다.^[13]

팔로오에스

다음에 대한 시리즈 일부
바이오게화학주기
물 순환 물 순환 심층수 순환
탄소 순환 글로벌 대기의 지상의 대양의 격리 탄소 싱크 깊은 탄소 순환 토양 탄소 근막균류 보레알 숲
영양 사이클 수소순환 질소 사이클 인간의 영향 질화화 질소와 이끼 고정. 동화 산소 사이클 인 순환 동화 유황 순환 동화
록 사이클 칼슘순환 실리카 사이클 탄산염-실산염 주기
마린 사이클 해양생물화학주기 생물펌프 미생물 루프 바이러스 분쇄 석회성 오수 규수성옥수수
메탄 사이클 대기 메탄 메탄 쇄석액 포탄 가설 북극 메탄 방출량
기타 사이클 알루미늄의 비소의 붕소 브롬의 카드뮴 염소의 크롬 구리의 불소의 금의 요오드 다리미질하다 이끌다 리튬 망간 수성. 오존층. 셀레늄 바나듐 아연을 씌우다
관련 항목 바이오 게오케미스트리 지구화학적 순환 화학 사이클링 환경 화학 생물정화 심층 생물권 해양 산성화 산성비 생물화학행성경계
연구단체 DAAC 지오트레이스 IMBER NOBM 솔라스
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규수성 유기체 이전

Presambrian 동안, 해양 실리카 농도는 현대의 해양보다 매우 높은 순서였다. 바이오실리화의 진화는 이 시기에 나타난 것으로 생각된다.^[15] 방사성 물질이나 규조류와 같은 규산염 서열 유기체가 지표수에서 번성하기 시작했을 때 형성된 규산염의 비옥한 비옥한 비옥한 비옥한 비옥한 비옥한 비옥한 비옥한 비옥한 비옥함.^[15]

규수생물의 진화

라디올라리아

화석 증거에 따르면 후기 캄브리아기 동안 방사선과 의사가 자유 부유 얕은 물 유기체로 처음 나타났다고 한다.^[16] 그들은 오르도비치가 되기 전까지는 화석 기록에서 두드러지지 않았다.^[16] 방사성동위원소는 1차 생산성이 높은 지역의 상류 지역에서 진화했으며, 조개 분비가 가능한 것으로 알려진 유기체 중 가장 오래된 것이다.^[17] 방사선 전문의의 유해는 체르에 보존되어 있는데, 체르에는 규산성 오수 변환의 부산물이다.^[18] 방사선 전문의의 주요 분화 사건은 중생대에 발생했다.^[19] 그 종들 중 많은 종들이 현재 현대 바다에서 멸종되었다.^[16] 과학자들은 신생대 동안 용해된 실리카를 위한 규조와의 경쟁이 대부분의 방사성 종들이 대량 멸종하는 원인일 가능성이 있다고 가설을 세운다.

디아톰스

잘 보존된 가장 오래된 규조화석 화석은 쥬라기 시기의 초기로 거슬러 올라간다. 하지만, 분자 기록은 디아톰이 트리아스기 동안 적어도 2억 5천만년 전에 진화했음을 암시한다.^[20] 새로운 종의 규조류가 진화하고 확산되면서 해양 실리카 수치가 감소하기 시작했다.^[19] 오늘날에는 약 10만 종으로 추정되는 규조류가 있는데, 대부분이 현미경(2~200μm)이다.^[19] 일부 초기 규조류는 더 컸으며 지름이 0.2~22mm 사이일 수 있다.^[17]

초기의 규조류는 방사상 중심이었고, 해안 가까이에 있는 얕은 물에서 살았다.^[19] 이 초기 규조들은 바깥 껍질이 무겁고 자유롭게 떠다니는 것을 막았기 때문에 벤투호 위에서 살도록 개조되었다.^[19] 양극성 및 다극성 중심체라고 알려진 자유 부유 편광은 백악기 동안 약 1억년 전에 진화하기 시작했다.^[19] 화석은 이원자(이원자 지구라고도 한다)에 보존되어 있는데, 이 화석은 이산화물에서 암석 형성으로의 변형의 부산물 중 하나이다.^[19] 이산화질소 입자가 해저로 가라앉기 시작하면서 대륙 여백을 따라 탄소와 실리카가 격리되었다. 대륙 마진을 따라 격리된 탄소는 오늘날의 주요 석유 매장량이 되었다.^[12] 이원자 진화는 지구의 지질학적 역사에서 대기 중의 이산화탄소를 상당히 제거하면서 동시에 대기 중의 산소 농도를 증가시킨 시기를 나타낸다.^[12]

과학자들이 어떻게 엷은 오지를 사용하는가

고생물학자는 선사시대의 물줄기를 연구하여 시간이 지남에 따라 바다의 변화에 대해 배운다.^[9] 침전물의 퇴적분포와 퇴적패턴은 과학자들에게 규수생물의 성장을 위한 최상의 조건을 보여준 바다의 선사시대 지역에 대해 알려준다.^[9]

과학자들은 심해 퇴적물의 코어를 채취하여 고엽제를 검사한다.^[9] 이들 중심부의 침전 층은 시간이 지남에 따라 바다의 침전 패턴을 드러낸다. 과학자들은 엷은 바다의 상태를 더 잘 유추할 수 있도록 엷은 오우를 도구로 사용한다.^[9] 엷은 오즈 응고율은 심해 순환, 지각 활동 및 특정 시점의 기후를 결정하는 데 사용될 수 있다. 오물은 또한 규수성 유기체의 역사적 풍요를 결정하는데 유용하다.^[21]

부루바탈 형성

카자흐스탄 서발하슈 지역에 위치한 부루바티알 포메이션은 가장 오래된 것으로 알려진 심연 생물 유발 퇴적물이다.^[20] 부루바탈 형성은 주로 1500만 년의 기간에 걸쳐 형성된 체르트로 구성되어 있다(늦은 캄브리아-중간 오르도비안).^[20] 이러한 퇴적물은 부등위도의 부유 지역에서 형성되었을 가능성이 높다.^[20] 부루바탈 형성은 형성 당시 아직 규조류가 진화하지 못했기 때문에 대부분 방사성 물질로 구성되어 있다. 부루바탈 퇴적물은 연구자들에게 후기 캄브리아기 실리카 주기에 방사선이 중요한 역할을 했다고 믿게 했다.^[20] 고 캄브리아기(497-485.4 mya)는 해양 생물다양성의 전환기를 의미하며 해저에 침출물이 축적되는 시작이다.^[20]

Miocene 중 분포 이동

규산염의 지리적 분포에 변화가 미오세네 동안에 일어났다.^[9] 1600만년 전 북대서양에서는 규산염 오수 침전물이 점차 감소하고 북태평양에서는 규산염 오수 침전물이 동시에 증가했다.^[9] 과학자들은 이번 정권교체가 북대서양심층수(NADW) 형성에 기여한 북유럽해 오버플로우 워터(North Sea Overflow Water) 도입에 따른 것일 수 있다고 추측하고 있다. 남극 바닥 물(AABW)의 형성은 NADW의 형성과 거의 동시에 일어났다.^[9] NADW와 AABW의 형성은 대양을 극적으로 변화시켰고, 그 결과 비단결 유기체의 공간적 인구 이동으로 이어졌다.^[9]

엷은색 플랑크톤이 피다.

백악기-제3기 경계는 지구 대멸종의 시기였는데, 흔히 K-T 대멸종이라고 한다. 대부분의 유기체가 사라지고 있는 동안, 초기 팔레오세 바다에서는 해양 실체 유기체가 번성하고 있었다. 그러한 한 예가 뉴질랜드의 말버러 인근 바다에서 일어났다.^[22] 엷은 오즈 퇴적물은 이 시기에 다이오텀과 방사선 전문의의 급격한 성장이 있었음을 나타낸다. 과학자들은 생물학적 생산성이 높은 이 시기가 지구 기후 변화와 관련이 있다고 믿는다. 규수성 플랑크톤 붐은 3차 시기 첫 100만 년 동안 가장 컸으며, 냉각 기후에 대응하여 영양을 증진시키고 해수면 변화에 따른 영양분 순환을 증가시켰다고 여겨진다.^[22]

참고 항목

• 규조류 지구
• 석회성 오수

참조