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Lodo silíceo

Una diatomea céntrica , ampliada ×150 Un radiolario , ampliado ×160 El lodo silíceo es un tipo de sedimento pelágico biogénico ubicado en el fondo oceánico profundo . Los lodos ...

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Una diatomea céntrica , ampliada ×150
Un radiolario , ampliado ×160

El lodo silíceo es un tipo de sedimento pelágico biogénico ubicado en el fondo oceánico profundo . Los lodos silíceos son los menos comunes de los sedimentos de aguas profundas y constituyen aproximadamente el 15% del fondo oceánico. [ 1 ] Los lodos se definen como sedimentos que contienen al menos un 30% de restos esqueléticos de microorganismos pelágicos. [ 2 ] Los lodos silíceos están compuestos principalmente por los esqueletos a base de sílice de organismos marinos microscópicos como diatomeas y radiolarios . Otros componentes de los lodos silíceos cerca de los márgenes continentales pueden incluir partículas de sílice de origen terrestre y espículas de esponja. Los lodos silíceos están compuestos por esqueletos hechos de sílice opalina SiO 2 · n H 2 O, a diferencia de los lodos calcáreos , que están hechos de esqueletos de organismos de carbonato de calcio ( CaCO 3 · n H 2 O) (es decir, cocolitóforos ). El silicio (Si) es un elemento bioesencial y se recicla eficientemente en el medio marino a través del ciclo de la sílice . [ 3 ] La distancia a las masas continentales, la profundidad del agua y la fertilidad del océano son factores que afectan el contenido de sílice opalina en el agua de mar y la presencia de lodos silíceos.

Formación

Captación biológica de sílice marina

Los organismos marinos silíceos, como las diatomeas y los radiolarios, utilizan sílice para formar esqueletos mediante un proceso conocido como biomineralización . Las diatomeas y los radiolarios han evolucionado para absorber sílice en forma de ácido silícico , Si(OH) ₄ . Una vez que un organismo ha secuestrado moléculas de Si(OH) ₄ en su citoplasma , estas se transportan a vesículas de deposición de sílice, donde se transforman en sílice opalina (B-SiO₂ ) . Las diatomeas y los radiolarios poseen proteínas especializadas llamadas transportadores de silicio que impiden la mineralización durante el secuestro y el transporte de ácido silícico dentro del organismo. [ 4 ]

La fórmula química para la absorción biológica del ácido silícico es H4SiO4(aq)⟷SiO2⋅norteH2O(s)+(2−norte)H2O(l){\displaystyle {\ce {H4SiO4(aq)<->SiO2*{\mathit {n}}\,H2O(s){}+(2-{\mathit {n}})H2O(l)}}}

Estado de saturación de sílice del ópalo

El estado de saturación de sílice de ópalo aumenta con la profundidad en el océano debido a la disolución de partículas de ópalo que se hunden y se producen en las aguas superficiales del océano, pero aún permanece lo suficientemente bajo como para que la reacción para formar sílice de ópalo biogénico siga siendo termodinámicamente desfavorable. A pesar de las condiciones desfavorables, los organismos pueden utilizar ácido silícico disuelto para formar conchas de sílice de ópalo mediante biomineralización controlada biológicamente. [ 4 ] La cantidad de sílice de ópalo que llega al fondo marino está determinada por las tasas de hundimiento, disolución y la profundidad de la columna de agua. [ 5 ]

Exportación de sílice a las profundidades del océano.

La tasa de disolución de la sílice opalina (B-SiO₂ ) en la columna de agua afecta la formación de lodo silíceo en el fondo oceánico. La tasa de disolución de la sílice depende del estado de saturación de la sílice opalina en la columna de agua y de la reagrupación de partículas de sílice opalina dentro de partículas más grandes de la superficie oceánica. [ 3 ] La reagrupación es la formación (y a veces reformación) de materia orgánica sólida (generalmente gránulos fecales) alrededor de la sílice opalina. La materia orgánica protege contra la disolución inmediata de la sílice opalina en ácido silícico, lo que permite una mayor sedimentación del fondo marino. La profundidad de compensación de la sílice opalina, similar a la profundidad de compensación de los carbonatos , se encuentra aproximadamente a los 6000 metros. Por debajo de esta profundidad, hay mayor disolución de sílice opalina en ácido silícico que formación de sílice opalina a partir de ácido silícico. En promedio, solo el cuatro por ciento de la sílice de ópalo producida en la superficie del océano se depositará en el fondo marino, mientras que el 96% restante se recicla en la columna de agua. [ 3 ]

Tasas de acumulación

Los lodos silíceos se acumulan en escalas de tiempo extensas. En el océano abierto, el lodo silíceo se acumula a una tasa aproximada de 0,01  mol Si m −2 año −1 . [ 6 ] Las tasas de acumulación más rápidas de lodo silíceo ocurren en las aguas profundas del Océano Austral (0,1  mol Si m −2 año −1 ) donde la producción y exportación de sílice biogénica es mayor. [ 7 ]  Los esqueletos de diatomeas y radiolarios que componen los lodos del Océano Austral pueden tardar de 20 a 50 años en hundirse hasta el fondo marino. [ 6 ] Las partículas silíceas pueden hundirse más rápido si están encapsuladas en los gránulos fecales de organismos más grandes. [ 6 ]  Una vez depositada, la sílice continúa disolviéndose y ciclándose, retrasando el enterramiento a largo plazo de las partículas hasta que se alcanza una profundidad de 10–20  cm en la capa de sedimento. [ 6 ]

Formación de sílex marino

Cuando la sílice de ópalo se acumula más rápido de lo que se disuelve, queda enterrada y puede proporcionar un entorno diagenético para la formación de sílex marino . [ 8 ]  Los procesos que conducen a la formación de sílex se han observado en el Océano Austral, donde la acumulación de lodo silíceo es la más rápida. [ 8 ]  Sin embargo, la formación de sílex puede tardar decenas de millones de años. [ 7 ] Los fragmentos de esqueletos de organismos silíceos están sujetos a recristalización y cementación. [ 8 ] El sílex es el destino principal del lodo silíceo enterrado y elimina permanentemente la sílice del ciclo de sílice oceánico .

ubicaciones geográficas

Mapa mundial que muestra la distribución de los sedimentos pelágicos. Verde: sedimentos silíceos. Blanco: sedimentos del margen continental. Azul: sedimentos glaciares. Naranja: sedimentos terrestres. Marrón: arcilla pelágica. Amarillo: sedimentos calcáreos.

Los lodos silíceos se forman en zonas de afloramiento que proporcionan nutrientes valiosos para el crecimiento de organismos silíceos que viven en las aguas superficiales oceánicas. [ 9 ] Un ejemplo notable se encuentra en el océano Austral, donde el afloramiento constante de aguas profundas circumpolares del Índico, el Pacífico y la Antártida ha dado como resultado un lodo silíceo continuo que se extiende alrededor del globo. [ 7 ] Existe una banda de lodo silíceo que es el resultado de un afloramiento ecuatorial intensificado en los sedimentos del océano Pacífico por debajo de la Corriente Ecuatorial del Norte . En el Pacífico Norte subpolar, el afloramiento ocurre a lo largo de los lados este y oeste de la cuenca debido a la corriente de Alaska y la corriente de Oyashio . El lodo silíceo está presente a lo largo del fondo marino en estas regiones subpolares. Las corrientes de límite de cuenca oceánica, como la corriente de Humboldt y la corriente de Somalia , son ejemplos de otras corrientes de afloramiento que favorecen la formación de lodo silíceo. [ 8 ]

El lodo silíceo se suele clasificar según su composición. Los lodos diatomáceos están formados predominantemente por esqueletos de diatomeas y se encuentran típicamente a lo largo de los márgenes continentales en latitudes más altas. [ 9 ] Los lodos diatomáceos están presentes en el Océano Austral y el Océano Pacífico Norte. [ 9 ] [ 10 ] Los lodos radiolarios están formados principalmente por esqueletos de radiolarios y se localizan principalmente en regiones tropicales ecuatoriales y subtropicales. [ 10 ] Ejemplos de lodos radiolarios son los de la región ecuatorial, la región subtropical del Pacífico y la cuenca subtropical del Océano Índico. Una pequeña área superficial de sedimentos de aguas profundas está cubierta por lodos radiolarios en la cuenca ecuatorial del Atlántico Oriental. [ 10 ]

Función en el ciclo de la sílice oceánica

Proliferación de diatomeas en el océano Atlántico Sur, frente a la costa de Argentina.

La deposición en el fondo marino profundo en forma de lodo es el mayor sumidero a largo plazo del ciclo de sílice oceánica (6,3 ± 3,6 Tmol Si año −1 ). [ 11 ] Como se señaló anteriormente, este lodo se transforma diagenéticamente en sílex marino litosférico. Este sumidero se equilibra aproximadamente con la meteorización de silicatos y los aportes de ácido silícico de los ríos al océano. [ 11 ] La producción de sílice biogénica en la zona fótica se estima en 240 ± 40 Tmol si año −1 . [ 10 ]  La disolución rápida en la superficie elimina aproximadamente 135 Tmol Si de ópalo año −1 , convirtiéndolo de nuevo en ácido silícico soluble que puede utilizarse de nuevo para la biomineralización. [ 11 ] La sílice de ópalo restante se exporta al océano profundo en partículas que se hunden. [ 11 ] En el océano profundo, otros 26,2 Tmol Si Año −1 se disuelven antes de depositarse en los sedimentos como sílice opalina. [ 11 ]  En la interfaz sedimento-agua, más del 90% de la sílice se recicla y asciende para ser utilizada nuevamente en la zona fótica. [ 11 ] El tiempo de residencia en una escala biológica se estima en unos 400 años, y cada molécula de sílice se recicla 25 veces antes de ser enterrada en el sedimento. [ 11 ]

Lodos silíceos y secuestro de carbono

Las diatomeas son productores primarios que convierten el dióxido de carbono en carbono orgánico mediante la fotosíntesis y exportan carbono orgánico desde la superficie del océano hasta las profundidades marinas mediante la bomba biológica . [ 12 ] Por lo tanto, las diatomeas pueden ser un sumidero importante de dióxido de carbono en las aguas superficiales. Debido a su tamaño relativamente grande (en comparación con otros fitoplancton), las diatomeas pueden absorber una mayor cantidad de dióxido de carbono total. Además, las diatomeas no liberan dióxido de carbono al medio ambiente durante la formación de sus conchas de silicato de ópalo. [ 12 ] El fitoplancton que construye conchas de carbonato de calcio (es decir, los cocolitóforos) libera dióxido de carbono como subproducto durante la formación de la concha, lo que los convierte en un sumidero menos eficiente de dióxido de carbono. [ 13 ] Los esqueletos de silicato de ópalo aumentan la velocidad de hundimiento de las partículas diatomáceas (es decir, el carbono) desde la superficie del océano hasta el fondo marino. [ 14 ]

experimentos de fertilización con hierro

Los niveles de dióxido de carbono atmosférico han aumentado exponencialmente desde la Revolución Industrial [ 13 ] y los investigadores están explorando formas de mitigar estos niveles aumentando la absorción de dióxido de carbono en la superficie oceánica mediante la fotosíntesis [ 14 ] . Un aumento en la absorción de dióxido de carbono en las aguas superficiales podría conducir a una mayor captura de carbono en las profundidades marinas a través de la bomba biológica. La dinámica de floración de las diatomeas, su lastre por sílice opalina y sus diversos requerimientos nutricionales han convertido a las diatomeas en un foco de estudio para experimentos de captura de carbono.

Los proyectos de fertilización con hierro, como los experimentos de enriquecimiento con hierro SERIES, han introducido hierro en cuencas oceánicas para comprobar si esto aumenta la tasa de absorción de dióxido de carbono por las diatomeas y, en última instancia, su hundimiento hacia las profundidades oceánicas. [ 13 ] El hierro es un nutriente limitante para la fotosíntesis de las diatomeas en zonas oceánicas con alta concentración de nutrientes y baja concentración de clorofila ; por lo tanto, aumentar la cantidad de hierro disponible puede conducir a un aumento posterior de la fotosíntesis, lo que a veces resulta en una floración de diatomeas. Este aumento elimina más dióxido de carbono de la atmósfera. Aunque se absorbe más dióxido de carbono, la tasa de secuestro de carbono en los sedimentos de aguas profundas es generalmente baja. La mayor parte del dióxido de carbono absorbido durante el proceso de fotosíntesis se recicla varias veces en la capa superficial antes de llegar a las profundidades oceánicas para ser secuestrado. [ 13 ]

Paleo-limos

Los núcleos de sedimentos, como estos del Atlántico Sur, permiten a los paleoceanógrafos manipular y estudiar los paleo-lodos.

Antes de los organismos silíceos

Durante el Precámbrico , las concentraciones de sílice oceánica eran un orden de magnitud mayores que en los océanos modernos. Se cree que la evolución de la biosilicificación surgió durante este período. [ 15 ] Se formaron lodos silíceos una vez que organismos que secuestraban sílice, como radiolarios y diatomeas, comenzaron a proliferar en las aguas superficiales. [ 15 ]

Evolución de los organismos silíceos

Radiolarios

La evidencia fósil sugiere que los radiolarios surgieron por primera vez durante el Cámbrico tardío como organismos de aguas someras que flotaban libremente. [ 16 ] No se volvieron prominentes en el registro fósil hasta el Ordovícico . [ 16 ] Los radiolaritos evolucionaron en regiones de afloramiento en áreas de alta productividad primaria y son los organismos más antiguos conocidos capaces de secretar conchas. [ 17 ] Los restos de radiolarios se conservan en sílex; un subproducto de la transformación de lodo silíceo. [ 18 ] Los principales eventos de especiación de radiolarios ocurrieron durante el Mesozoico . [ 19 ] Muchas de esas especies ahora están extintas en el océano moderno. [ 16 ] Los científicos plantean la hipótesis de que la competencia con las diatomeas por la sílice disuelta durante el Cenozoico es la causa probable de la extinción masiva de la mayoría de las especies de radiolarios.

diatomeas

Los fósiles de diatomeas mejor conservados más antiguos se han datado al comienzo del período Jurásico . Sin embargo, el registro molecular sugiere que las diatomeas evolucionaron hace al menos 250 millones de años durante el Triásico . [ 20 ] A medida que nuevas especies de diatomeas evolucionaron y se extendieron, los niveles de sílice oceánica comenzaron a disminuir. [ 19 ] Hoy en día, se estima que existen 100 000 especies de diatomeas, la mayoría de las cuales son microscópicas (2-200  μm). [ 19 ] Algunas diatomeas primitivas eran más grandes y podían tener entre 0,2 y 22 mm de diámetro. [ 17 ]

Las primeras diatomeas eran radiales céntricas y vivían en aguas poco profundas cerca de la costa. [ 19 ] Estas primeras diatomeas estaban adaptadas para vivir en el bentos, ya que sus conchas externas eran pesadas y les impedían flotar libremente. [ 19 ] Las diatomeas flotantes, conocidas como bipolares y multipolares céntricas, comenzaron a evolucionar hace aproximadamente 100 millones de años durante el Cretácico . [ 19 ] Las diatomeas fósiles se conservan en la diatomita (también conocida como tierra de diatomeas ), que es uno de los subproductos de la transformación del lodo en formación rocosa. [ 19 ] A medida que las partículas de diatomeas comenzaron a hundirse hasta el fondo del océano, el carbono y la sílice se secuestraron a lo largo de los márgenes continentales. El carbono secuestrado a lo largo de los márgenes continentales se ha convertido en las principales reservas de petróleo de la actualidad. [ 12 ] La evolución de las diatomeas marca un momento en la historia geológica de la Tierra de eliminación significativa de dióxido de carbono de la atmósfera, al tiempo que aumentaban los niveles de oxígeno atmosférico. [ 12 ]

Cómo los científicos utilizan el paleolodo

Los paleoceanógrafos estudian los lodos prehistóricos para comprender los cambios en los océanos a lo largo del tiempo. [ 9 ] La distribución de sedimentos y los patrones de deposición de los lodos informan a los científicos sobre las áreas prehistóricas de los océanos que presentaban condiciones óptimas para el crecimiento de organismos silíceos. [ 9 ]

Los científicos examinan el paleolodo extrayendo núcleos de sedimentos de aguas profundas. [ 9 ] Las capas de sedimentos en estos núcleos revelan los patrones de deposición del océano a lo largo del tiempo. Los científicos utilizan el paleolodo como herramientas para inferir mejor las condiciones de los paleoocéanos. [ 9 ] Las tasas de acumulación de paleolodo pueden utilizarse para determinar la circulación de aguas profundas, la actividad tectónica y el clima en un momento específico. El lodo también es útil para determinar la abundancia histórica de organismos silíceos. [ 21 ]

Formación Burubaital

La Formación Burubaital, ubicada en la región de Balkhash Occidental de Kazajstán, es el depósito biogénico abisal más antiguo conocido. [ 20 ] La Formación Burubaital está compuesta principalmente de sílex que se formó durante un período de 15 millones de años ( Cámbrico tardío - Ordovícico medio ). [ 20 ] Es probable que estos depósitos se formaran en una región de afloramiento en latitudes subecuatoriales. [ 20 ] La Formación Burubaital está compuesta en gran parte por radiolaritas, ya que las diatomeas aún no habían evolucionado en el momento de su formación. Los depósitos de Burubaital han llevado a los investigadores a creer que los radiolarios desempeñaron un papel significativo en el ciclo de sílice del Cámbrico tardío. [ 20 ] El Cámbrico tardío (497-485,4 millones de años) marca un tiempo de transición para la biodiversidad marina y es el comienzo de la acumulación de lodo en el fondo marino. [ 20 ]

Cambios en la distribución durante el Mioceno

Durante el Mioceno se produjo un cambio en la distribución geográfica de los lodos silíceos . [ 9 ] Hace dieciséis millones de años hubo una disminución gradual de los depósitos de lodos silíceos en el Atlántico Norte y un aumento simultáneo de los depósitos de lodos silíceos en el Pacífico Norte. [ 9 ] Los científicos especulan que este cambio de régimen pudo haber sido causado por la introducción del Agua de Desbordamiento del Mar Nórdico, que contribuyó a la formación del Agua Profunda del Atlántico Norte (NADW). La formación del Agua de Fondo Antártica (AABW) ocurrió aproximadamente al mismo tiempo que la formación del NADW. [ 9 ] La formación del NADW y el AABW transformó drásticamente el océano y resultó en un cambio espacial de la población de organismos silíceos. [ 9 ]

floraciones de plancton del Paleoceno

El límite Cretácico-Terciario fue una época de extinción masiva global, comúnmente conocida como la extinción masiva KT . Mientras la mayoría de los organismos desaparecían, los organismos marinos silíceos prosperaban en los mares del Paleoceno temprano. Un ejemplo de ello se dio en las aguas cercanas a Marlborough, Nueva Zelanda. [ 22 ] Los depósitos de paleo-lodo indican que hubo un rápido crecimiento tanto de diatomeas como de radiolarios en este período. Los científicos creen que este período de alta productividad biosilícea está vinculado a cambios climáticos globales. Este auge del plancton silíceo fue mayor durante el primer millón de años del período Terciario y se cree que fue impulsado por un aumento de la surgencia en respuesta a un clima más frío y un mayor ciclo de nutrientes debido a un cambio en el nivel del mar. [ 22 ]

Véase también

Referencias

  1. ↑ Mulder, Thierry; Hüneke, Heiko; Van Loon, AJ (2011), "Progress in Deep-Sea Sedimentology", Deep-Sea Sediments , vol.  63, Elsevier, pp. 1–24 , Bibcode : 2011DevS...63....1M , doi : 10.1016/b978-0-444-53000-4.00001-9 , ISBN  9780444530004.
  2. ↑ Bohrmann, Gerhard; Abelmann, Andrea; Gersonde, Rainer; Hubberten, Hans; Kuhn, Gerhard (1994). "Lodo silíceo puro, un entorno diagenético para la formación temprana de sílex". Geología . 22 (3): 207. Bibcode : 1994Geo....22..207B . doi : 10.1130/0091-7613(1994)022 < 0207:psoade > 2.3.co ; 2 .
  3. 1 2 3 DeMaster, David J. (octubre de 1981). "El suministro y acumulación de sílice en el medio marino". Geochimica et Cosmochimica Acta . 45 (10): 1715– 1732. Bibcode : 1981GeCoA..45.1715D . doi : 10.1016/0016-7037(81)90006-5 .
  4. 1 2 "Cristalización y biomineralización de sílice vegetal: observaciones básicas" . ResearchGate . Consultado el 28 de noviembre de 2018 .
  5. ↑ Dixit, Suvasis; Van Cappellen, Philippe (julio de 2002). "Química superficial y reactividad de la sílice biogénica". Geochimica et Cosmochimica Acta . 66 (14): 2559– 2568. Bibcode : 2002GeCoA..66.2559D . doi : 10.1016/s0016-7037(02)00854-2 .
  6. 1 2 3 4 Stoecker, DK; Gustafson, DE; Verity, PG (1996). "Micro- y mesoprotozooplancton a 140°O en el Pacífico ecuatorial: heterótrofos y mixótrofos" . Ecología microbiana acuática . 10 : 273–282 . doi : 10.3354/ame010273 .
  7. 1 2 3 Burckle, Lloyd H.; Cirilli, Jerome (1987). "Origen del cinturón de lodo de diatomeas en el océano Austral: implicaciones para la paleoceanografía del Cuaternario tardío". Micropaleontology . 33 (1): 82. Bibcode : 1987MiPal..33...82B . doi : 10.2307/1485529 . JSTOR 1485529 . 
  8. 1 2 3 4 Dinámica de la atmósfera, el océano y el clima: un texto introductorio .
  9. 1 2 3 4 5 6 7 8 9 10 11 KELLER, GERTA; BARRON, JOHN A. (1983). "Implicaciones paleoceanográficas de los hiatos de aguas profundas del Mioceno". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 94 (5): 590. Bibcode : 1983GSAB...94..590K . doi : 10.1130/0016-7606(1983)94 < 590:piomdh > 2.0.co ; 2 .
  10. 1 2 3 4 Van Cappellen, P. (enero de 2003). "Biomineralización y ciclos biogeoquímicos globales". Reviews in Mineralogy and Geochemistry . 54 (1): 357– 381. Bibcode : 2003RvMG...54..357V . CiteSeerX 10.1.1.499.4327 . doi : 10.2113/0540357 . 
  11. 1 2 3 4 5 6 7 Tréguer PJ, De La Rocha CL (2013-01-03). "El ciclo mundial de sílice oceánica". Annual Review of Marine Science . 5 (1): 477– 501. doi : 10.1146/annurev-marine-121211-172346 . PMID 22809182 . 
  12. 1 2 3 4 Armbrust EV (mayo de 2009). "La vida de las diatomeas en los océanos del mundo". Nature . 459 ( 7244): 185– 92. Bibcode : 2009Natur.459..185A . doi : 10.1038/nature08057 . PMID 19444204. S2CID 3738371 .  
  13. 1 2 3 4 Panel Intergubernamental sobre el Cambio Climático, ed. (2014), "Carbono y otros ciclos biogeoquímicos Páginas 465 a 514", Cambio climático 2013 - la base científica física , Cambridge University Press, pp. 465–514 , doi : 10.1017/cbo9781107415324.014 (inactivo el 17 de noviembre de 2025), ISBN  9781107415324{{citation}}: CS1 maint: DOI inactivo desde noviembre de 2025 ( enlace )
  14. 1 2 Iversen, MH; Ploug, H. (2010-09-07). "Minerales de lastre y el flujo de carbono en hundimiento en el océano: tasas de respiración específicas de carbono y velocidad de hundimiento de agregados de nieve marina" . Biogeosciences . 7 (9): 2613– 2624. Bibcode : 2010BGeo....7.2613I . doi : 10.5194/bg-7-2613-2010 . ISSN 1726-4189 . 
  15. 1 2 "Un paseo por el tiempo: hace 208 millones de años: simetría del silicio: extinción masiva del Triásico-Jurásico" . www.globalcommunity.org . Consultado el 26 de noviembre de 2018 .
  16. 1 2 3 Registro fósil . 11 (1). Febrero de 2008. doi : 10.1002/mmng.v11:1 . ISSN 1435-1943 https://doi.org/10.1002%2Fmmng.v11%3A1 . {{cite journal}}: Falta o está vacío |title=( ayuda )
  17. 1 2 Kemp, AES; Pearce, RB; Grigorov, I.; Rance, J.; Lange, CB; Quilty, P.; Salter, I. (2006-10-13). "Producción de diatomeas marinas gigantes y su exportación en zonas frontales oceánicas: Implicaciones para el flujo de Si y C de océanos estratificados" (PDF) . Global Biogeochemical Cycles . 20 (4) 2006GB002698: n/a. Bibcode : 2006GBioC..20.4S04K . doi : 10.1029/2006gb002698 . ISSN 0886-6236 . S2CID 39371561 .  
  18. ↑ Danelian, Taniel; Aitchison, Jonathan C.; Noble, Paula; Caridroit, Martial; Suzuki, Noritoshi; O'Dogherty, Luis (septiembre de 2017). "Perspectivas históricas sobre casi 130 años de investigación sobre radiolarios paleozoicos" . Geodiversitas . 39 (3): 351–361 . doi : 10.5252/g2017n3a2 . ISSN 1280-9659 . S2CID 134007679 .  
  19. 1 2 3 4 5 6 7 Renaudie, Johan; Drews, Effi-Laura; Böhne, Simon (2018-08-20). "El registro paleoceno de diatomeas marinas en sedimentos de aguas profundas" . Fossil Record . 21 (2): 183– 205. Bibcode : 2018FossR..21..183R . doi : 10.5194/fr-21-183-2018 . ISSN 2193-0074 . 
  20. 1 2 3 4 5 6 Tolmacheva, Tatiana J.; Danelian, Taniel; Popov, Leonid E. (2001). "Evidencia de 15 millones de años de sedimentación silícea biogénica continua en aguas profundas en los océanos del Paleozoico temprano". Geología . 29 ( 8): 755. Bibcode : 2001Geo....29..755T . doi : 10.1130/0091-7613(2001)029 < 0755:efmyoc > 2.0.co ; 2. ISSN 0091-7613 . 
  21. ↑ KELLER, GERTA; BARRON, JOHN A. (1983). "Implicaciones paleoceanográficas de los hiatos de aguas profundas del Mioceno". Boletín de la Sociedad Geológica de América . 94 (5): 590. Bibcode : 1983GSAB...94..590K . doi : 10.1130/0016-7606(1983)94 < 590:piomdh > 2.0.co ; 2 .
  22. 1 2 Hollis, CJ; Rodgers, KA; Parker, RJ (1995-09-01). "Floración de plancton silíceo en el Terciario más temprano de Marlborough, Nueva Zelanda". Geology . 23 (9): 835– 838. Bibcode : 1995Geo....23..835H . doi : 10.1130/0091-7613(1995)023 < 0835:SPBITE > 2.3.CO ; 2 . ISSN 0091-7613 .