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Articulo de referencia

Ciclo de sílice

{{cite journal |doi = 10.5194/bg-18-1269-2021|title = Reviews and syntheses: The biogeochemical cycle of silicon in the modern ocean|year = 2021|last1 = Tréguer|first1 = Paul J....

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Ciclo del silicio y equilibrio en el océano del mundo moderno [ 1 ]
Flujos de silicio de entrada, salida y biológicos, con posible balance. Entradas totales de silicio = salidas totales de silicio = 15,6 Tmol Si año⁻¹ en razonable concordancia con el rango individual de cada flujo. Las flechas blancas representan los flujos de fuentes netas de ácido silícico disuelto y/o de sílice amorfa soluble y de flujos reciclados de ácido silícico disuelto. Las flechas naranjas representan los flujos de sumidero de silicio, ya sea como sílice biogénica o como sílice autigénica . Las flechas verdes corresponden a los flujos biológicos (pelágicos). Valores de flujo según lo publicado por Tréguer y De La Rocha. [ 1 ]
Flujos en teramoles de silicio por año (Tmol Si año −1 ).

El ciclo de la sílice es el ciclo biogeoquímico en el que la sílice biogénica se transporta entre los sistemas terrestres. El silicio es uno de los elementos más abundantes en la Tierra y se considera esencial para la vida. [ 2 ] [ 3 ] El ciclo de la sílice se superpone significativamente con el ciclo del carbono (véase el ciclo carbonato-silicato ) y desempeña un papel importante en el secuestro de carbono a través de la meteorización continental , la exportación biogénica y el enterramiento en forma de lodos en escalas de tiempo geológicas. [ 4 ]

Descripción general

El silicio es el octavo elemento más abundante en el universo y el segundo más abundante en la corteza terrestre (el más abundante es el oxígeno). La meteorización de la corteza terrestre por el agua de lluvia rica en dióxido de carbono es un proceso clave en el control del dióxido de carbono atmosférico . [ 5 ] [ 6 ] Esto da como resultado la generación de ácido silícico en ambientes acuosos. El ácido silícico, Si(OH) 4 , es una forma hidratada de sílice que se encuentra solo como una solución inestable en agua, pero desempeña un papel central en el ciclo de la sílice. [ 1 ]

Los silicificadores son organismos que utilizan ácido silícico para precipitar sílice biogénica , SiO₂ . La sílice biogénica, también conocida como ópalo , es precipitada por los silicificadores como estructuras internas [ 7 ] y/o externas. [ 8 ] Los silicificadores se encuentran entre los organismos acuáticos más importantes. Incluyen microorganismos como diatomeas , rizarios , silicoflagelados y varias especies de coanoflagelados , así como macroorganismos como esponjas silíceas . Los silicificadores fototróficos , como las diatomeas, consumen globalmente grandes cantidades de silicio junto con nitrógeno (N), fósforo (P) y carbono inorgánico (C), conectando la biogeoquímica de estos elementos y contribuyendo al secuestro de dióxido de carbono atmosférico en el océano. [ 9 ] Los organismos heterótrofos como los rizarios , los coanoflagelados y las esponjas producen sílice biogénica independientemente del procesamiento fotoautotrófico de C y N. [ 10 ] [ 8 ] [ 11 ] [ 1 ]

Las diatomeas dominan la fijación y exportación de materia particulada en el ciclo actual de sílice marina. Esto incluye la exportación de carbono orgánico desde la zona eufótica hasta las profundidades oceánicas mediante la bomba biológica de carbono . Como resultado, las diatomeas y otros organismos secretores de sílice desempeñan un papel crucial en el ciclo global del carbono al secuestrarlo en el océano. La conexión entre la sílice biogénica y el carbono orgánico, junto con el potencial de preservación significativamente mayor de los compuestos silíceos biogénicos en comparación con el carbono orgánico, hace que los registros de acumulación de ópalo sean de interés en paleoceanografía y paleoclimatología .

Comprender el ciclo de la sílice es importante para entender el funcionamiento de las redes tróficas marinas , los ciclos biogeoquímicos y la bomba biológica. El ácido silícico llega al océano a través de seis vías, como se ilustra en el diagrama anterior, las cuales, en última instancia, derivan de la meteorización de la corteza terrestre. [ 12 ] [ 1 ]

Ciclo de sílice terrestre

La sílice es un nutriente importante utilizado por plantas, árboles y pastos en la biosfera terrestre . El silicato es transportado por los ríos y puede depositarse en los suelos en forma de varios polimorfos silíceos . Las plantas pueden absorber fácilmente el silicato en forma de H₄SiO₄ para la formación de fitolitos . Los fitolitos son estructuras rígidas diminutas que se encuentran dentro de las células vegetales y que ayudan a la integridad estructural de la planta. [ 2 ] Los fitolitos también sirven para proteger a las plantas del consumo por parte de herbívoros que no pueden consumir y digerir eficientemente las plantas ricas en sílice. [ 2 ] Se estima que la liberación de sílice por degradación o disolución de fitolitos ocurre a una tasa que duplica la de la meteorización global de minerales de silicato . [ 3 ] Considerando el ciclo biogeoquímico dentro de los ecosistemas, la importación y exportación de sílice hacia y desde los ecosistemas terrestres es pequeña.

Desgaste

Los minerales de silicato son abundantes en formaciones rocosas de todo el planeta, constituyendo aproximadamente el 90 % de la corteza terrestre. [ 4 ] La principal fuente de silicato para la biosfera terrestre es la meteorización . El proceso y la velocidad de la meteorización varían según las precipitaciones, la escorrentía, la vegetación, la litología y la topografía.

Con el tiempo suficiente, el agua de lluvia puede disolver incluso un mineral a base de silicato altamente resistente como el cuarzo . [ 13 ] El agua rompe los enlaces entre los átomos en el cristal: [ 14 ]Hidrólisis de un mineral de sílice

La reacción global para la disolución del cuarzo da como resultado ácido silícico.

SiO₂ + 2H₂O → H₄SiO₄​​​

Otro ejemplo de un mineral a base de silicato es la enstatita (MgSiO 3 ). El agua de lluvia la degrada a ácido silícico de la siguiente manera: [ 15 ]

MgSiO3(s)+2CO2(gramo)+H2O(l)=Mg2+(aq)+2HCO3−(aq)+SiO2(aq){\displaystyle {\ce {MgSiO3(s) + 2CO2(g) + H2O(l) = Mg2+(aq) + 2HCO3- (aq) + SiO2(aq)}}}

Revertir la meteorización

En los últimos años, el efecto de la meteorización inversa sobre la sílice biogénica ha sido de interés para cuantificar el ciclo de la sílice. Durante la meteorización, la sílice disuelta llega a los océanos a través de la escorrentía glacial y los aportes fluviales. [ 16 ] Esta sílice disuelta es absorbida por multitud de organismos marinos, como las diatomeas , y se utiliza para crear conchas protectoras. [ 16 ] Cuando estos organismos mueren, se hunden a través de la columna de agua. [ 16 ] Sin la producción activa de SiO 2 biogénico , el mineral comienza la diagénesis . [ 16 ] La conversión de esta sílice disuelta en arcillas de silicato autigénicas a través del proceso de meteorización inversa constituye una eliminación del 20-25% del aporte de silicio. [ 17 ]

La meteorización inversa se encuentra frecuentemente en los deltas fluviales, ya que estos sistemas presentan altas tasas de acumulación de sedimentos y se observa que experimentan una diagénesis rápida. [ 18 ] La formación de arcillas de silicato elimina la sílice reactiva de las aguas intersticiales de los sedimentos, aumentando la concentración de sílice presente en las rocas que se forman en estos lugares. [ 18 ]

La meteorización de silicatos también parece ser un proceso dominante en sedimentos metanogénicos más profundos , mientras que la meteorización inversa es más común en sedimentos superficiales, pero aún ocurre a una tasa menor. [ 19 ]

fregaderos

El principal sumidero del ciclo de sílice terrestre es la exportación al océano por los ríos. La sílice que se almacena en materia vegetal o disuelta puede ser exportada al océano por los ríos. La tasa de este transporte es aproximadamente 6 Tmol Si año −1 . [ 20 ] [ 3 ] Este es el principal sumidero del ciclo de sílice terrestre, así como la mayor fuente del ciclo de sílice marino. [ 20 ] Un sumidero menor para la sílice terrestre es el silicato que se deposita en sedimentos terrestres y finalmente se exporta a la corteza terrestre .

insumos marinos

Fluvial

A partir de 2021, la mejor estimación del aporte total de ácido silícico a los ríos es de 6,2 (±1,8) Tmol Si año −1 . [ 12 ] Esto se basa en datos que representan el 60% de la descarga fluvial mundial y una concentración promedio ponderada por descarga de ácido silícico en los ríos de 158 μM−Si. [ 22 ] [ 12 ] Sin embargo, el ácido silícico no es la única forma en que el silicio puede transferirse de los sistemas terrestres a los fluviales, ya que el silicio particulado también puede movilizarse en formas cristalizadas o amorfas. [ 22 ] Según Saccone y otros en 2007, [ 23 ] el término "sílice amorfa" incluye sílice biogénica (de fitolitos , diatomeas de agua dulce , espículas de esponjas ), sílice biogénica alterada y silicatos pedogénicos , los tres de los cuales pueden tener solubilidades y reactividades altas similares. El aporte de sílice amorfa al sistema fluvial fue revisado por Frings y otros en 2016, [ 24 ] quienes sugirieron un valor de 1,9(±1,0) Tmol Si año −1 . Por lo tanto, el aporte fluvial total es de 8,1(±2,0) Tmol Si año −1 . [ 1 ]

eólico

No se ha avanzado en lo que respecta a la deposición de polvo eólico en el océano [ 25 ] y la posterior liberación de ácido silícico mediante la disolución del polvo en el agua de mar desde 2013, cuando Tréguer y De La Rocha sumaron el flujo de sílice disuelta particulada y la deposición húmeda de ácido silícico por precipitación. [ 12 ] Por lo tanto, la mejor estimación para el flujo eólico de ácido silícico, FA, sigue siendo 0,5 (±0,5) Tmol Si año⁻¹ . [ 1 ]

Playas de arena

Un estudio de 2019 propuso que, en la zona de rompientes de las playas , la acción de las olas perturbaba los granos de arena abiótica y los disolvía con el tiempo. [ 26 ] Para comprobarlo, los investigadores colocaron muestras de arena en recipientes cerrados con diferentes tipos de agua y los hicieron girar para simular la acción de las olas. Descubrieron que cuanto mayor era la proporción roca/agua dentro del recipiente y cuanto más rápido giraba este, mayor era la cantidad de sílice disuelta en la solución. Tras analizar y extrapolar sus resultados, estimaron que entre 3,2 ± 1,0 y 5,0 ± 2,0 Tmol Si año⁻¹ de DSi litogénico podrían entrar en el océano desde las playas arenosas, un aumento considerable respecto a una estimación previa de 0,3 Tmol Si año⁻¹ . [ 27 ] De confirmarse, esto representaría una entrada significativa de LSi disuelto que antes se había ignorado. [ 26 ] [ 1 ]

Ciclo de sílice marina

ciclo de sílice marino y terrestre
Se muestran las contribuciones marinas [ 28 ] y terrestres [ 3 ] [ 29 ] [ 30 ] [ 31 ] [ 18 ] al ciclo de sílice, con el movimiento relativo (flujo) proporcionado en unidades de Tmol Si/año. [ 20 ] La producción biológica marina proviene principalmente de diatomeas . [ 32 ] La producción biológica de estuarios se debe a esponjas . [ 33 ] Valores de flujo según lo publicado por Tréguer y De La Rocha. [ 20 ] El tamaño del reservorio de rocas de silicato, como se discute en la sección de fuentes, es 1,5 × 10 21 Tmol. [ 34 ]
Procesos de baja temperatura que controlan la disolución del silicio en el agua de mar [ 1 ]

Los organismos silíceos en el océano, como las diatomeas y los radiolarios , son el principal sumidero de ácido silícico disuelto en sílice opalina. [ 32 ] Solo el 3% de las moléculas de Si disueltas en el océano se exportan y se depositan permanentemente en sedimentos marinos en el fondo marino cada año, lo que demuestra que el reciclaje de silicio es un proceso dominante en los océanos. [ 3 ] Este rápido reciclaje depende de la disolución de sílice en materia orgánica en la columna de agua, seguida de la absorción biológica en la zona fótica . El tiempo de residencia estimado del reservorio biológico de sílice es de unos 400 años. [ 3 ] La sílice opalina está predominantemente subsaturada en los océanos del mundo. Esta subsaturación promueve una rápida disolución como resultado del reciclaje constante y largos tiempos de residencia. El tiempo de renovación estimado de Si es de 1,5 × 10 4 años. [ 20 ] Las entradas y salidas netas totales de sílice en el océano son 9,4 ± 4,7 Tmol Si año −1 y 9,9 ± 7,3 Tmol Si año −1 , respectivamente. [ 20 ]

Se estima que la producción de sílice biogénica en la zona fótica es de 240 ± 40 Tmol Si año −1 . [ 20 ] La disolución en la superficie elimina aproximadamente 135 Tmol Si año −1 , mientras que el Si restante se exporta al océano profundo dentro de partículas en hundimiento. [ 3 ] En el océano profundo, otros 26,2 Tmol Si año −1 se disuelven antes de depositarse en los sedimentos como lluvia de ópalo. [ 3 ]  Más del 90% de la sílice aquí se disuelve, se recicla y finalmente asciende para ser utilizada nuevamente en la zona eufótica. [ 3 ]

Fuentes

Las principales fuentes de sílice marina incluyen ríos, flujo de agua subterránea, aportes de meteorización del fondo marino, respiraderos hidrotermales y deposición atmosférica ( flujo eólico ). [ 15 ]  Los ríos son, con mucho, la mayor fuente de sílice para el medio marino, representando hasta el 90% de toda la sílice entregada al océano. [ 15 ] [ 20 ] [ 35 ] Otra fuente de sílice para el ciclo biológico de sílice marino es la sílice que ha sido reciclada por surgencia desde el océano profundo y el fondo marino.

El diagrama sobre procesos de baja temperatura muestra cómo estos pueden controlar la disolución de minerales silíceos (ya sean amorfos o cristalizados) en el agua de mar en y hacia la zona costera y en el océano profundo, alimentando el agua subterránea submarina (F GW ) y el silicio disuelto en el agua de mar y los sedimentos (F W ). [ 1 ] Estos procesos corresponden a flujos de energía bajos y medios disipados por volumen de una partícula silícea dada en la zona costera, en los márgenes continentales y en los abismos , y a flujos de energía altos disipados en la zona de rompientes . [ 1 ]

fregaderos

La disolución rápida en la superficie elimina aproximadamente 135 Tmol de Si de ópalo año⁻¹ , convirtiéndolo de nuevo en ácido silícico soluble que puede utilizarse de nuevo para la biomineralización. [ 20 ] La sílice de ópalo restante se exporta al océano profundo en partículas que se hunden. [ 20 ] En el océano profundo, otros 26,2 Tmol de Si año⁻¹ se disuelven antes de depositarse en los sedimentos como sílice de ópalo. [ 20 ]  En la interfaz sedimento-agua, más del 90 % de la sílice se recicla y asciende para su uso de nuevo en la zona fótica. [ 20 ] La producción de sílice biogénica en la zona fótica se estima en 240 ± 40 Tmol de Si año⁻¹ . [ 36 ] El tiempo de residencia en una escala biológica se estima en unos 400 años, con cada molécula de sílice reciclada 25 veces antes del enterramiento en el sedimento. [ 20 ]

La deposición en el fondo marino profundo es el mayor sumidero a largo plazo del ciclo de sílice marina (6,3 ± 3,6 Tmol Si año −1 ), y se equilibra aproximadamente con las fuentes de sílice para el océano. [ 15 ] La sílice depositada en el océano profundo se encuentra principalmente en forma de lodo silíceo . Cuando la sílice opalina se acumula más rápido de lo que se disuelve, se entierra y puede proporcionar un ambiente diagenético para la formación de sílex marino . [ 37 ]  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. [ 37 ]  Sin embargo, la formación de sílex puede tardar decenas de millones de años. [ 38 ] Los fragmentos de esqueletos de organismos silíceos están sujetos a recristalización y cementación. [ 37 ] El sílex es el destino principal del lodo silíceo enterrado y elimina permanentemente la sílice del ciclo de sílice oceánico.

El lodo silíceo es finalmente subducido bajo la corteza y metamorfoseado en el manto superior . [ 39 ] Bajo el manto, los minerales de silicato se forman en lodos y finalmente ascienden a la superficie. En la superficie, la sílice puede volver a entrar en el ciclo a través de la meteorización. [ 39 ] Este proceso puede tardar decenas de millones de años. [ 39 ] El único otro sumidero importante de sílice en el océano es el enterramiento a lo largo de los márgenes continentales (3,6 ± 3,7 Tmol Si año −1 ), principalmente en forma de esponjas silíceas . [ 15 ] Debido a los altos grados de incertidumbre en las estimaciones de fuentes y sumideros, es difícil concluir si el ciclo de sílice marina está en equilibrio. El tiempo de residencia de la sílice en los océanos se estima en unos 10 000 años. [ 15 ] La sílice también puede ser eliminada del ciclo al convertirse en sílex y ser enterrada permanentemente.

influencias antropogénicas

El auge de la agricultura en los últimos 400 años ha incrementado la exposición de rocas y suelos, lo que ha resultado en mayores tasas de meteorización de silicatos. A su vez, la lixiviación de reservas de sílice amorfa de los suelos también ha aumentado, lo que ha generado mayores concentraciones de sílice disuelta en los ríos. [ 15 ] Por el contrario, el aumento de la construcción de represas ha provocado una reducción en el suministro de sílice al océano debido a la absorción por diatomeas de agua dulce detrás de las represas. El predominio del fitoplancton no silíceo debido a la carga antropogénica de nitrógeno y fósforo y a la mayor disolución de sílice en aguas más cálidas tiene el potencial de limitar la exportación de sedimentos oceánicos de silicio en el futuro. [ 15 ]

En 2019, un grupo de científicos sugirió que la acidificación está reduciendo la producción de sílice de las diatomeas en el Océano Austral . [ 40 ] [ 41 ]

Diatom
Radiolario
Los cambios en el ácido silícico del océano pueden dificultar la labor de los microorganismos marinos que construyen las conchas de sílice.

Papel en la regulación climática

El ciclo de sílice desempeña un papel importante en la regulación climática global a largo plazo. El ciclo global de sílice también tiene grandes efectos en el ciclo global del carbono a través del ciclo carbonato-silicato . [ 43 ] El proceso de meteorización de los minerales de silicato transfiere CO 2 atmosférico al ciclo hidrológico a través de la reacción química mostrada anteriormente. [ 4 ] En escalas de tiempo geológicas, las tasas de meteorización cambian debido a la actividad tectónica. Durante un período de alta tasa de elevación, la meteorización de silicatos aumenta, lo que resulta en altas tasas de absorción de CO 2 , compensando el aumento de las emisiones volcánicas de CO 2 asociadas con la actividad geológica. Este equilibrio entre la meteorización y los volcanes es parte de lo que controla el efecto invernadero y el pH del océano en escalas de tiempo geológicas.

La acumulación de sílice biogénica en el fondo marino contiene mucha información sobre dónde se ha producido la producción de exportación oceánica en escalas de tiempo que van desde cientos hasta millones de años. Por esta razón, los registros de deposición de ópalo proporcionan información valiosa sobre las reorganizaciones oceanográficas a gran escala en el pasado geológico, así como sobre la paleoproductividad. El tiempo medio de residencia oceánica del silicato es de aproximadamente 10 000 a 15 000 años. Este tiempo de residencia relativamente corto hace que las concentraciones y los flujos de silicato oceánico sean sensibles a las perturbaciones glaciales / interglaciales , y por lo tanto, un excelente indicador para evaluar los cambios climáticos. [ 44 ] [ 45 ]

Se analizan las proporciones isotópicas de oxígeno (O 18 :O 16 ) y silicio (Si 30 :Si 28 ) en sílice biogénica conservada en sedimentos lacustres y marinos para obtener registros de cambios climáticos y ciclos de nutrientes del pasado (De La Rocha, 2006; Leng y Barker, 2006). Este enfoque es particularmente valioso considerando el papel de las diatomeas en el ciclo global del carbono. Además, los análisis isotópicos de la sílice biogénica son útiles para rastrear cambios climáticos pasados ​​en regiones como el Océano Austral , donde se conservan pocos carbonatos biogénicos .

Las composiciones isotópicas de silicio en las espículas de esponjas fósiles ( δ30Si ) se utilizan cada vez con más frecuencia para estimar el nivel de ácido silícico en ambientes marinos a lo largo de la historia geológica, lo que permite la reconstrucción de ciclos de sílice pasados. [ 46 ]

Véase también

Referencias

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