Из Википедии, бесплатной энциклопедии
Перейти к навигации Перейти к поиску
Центрическая диатомовая водоросль , увеличенная в 150 раз

Кремнистый ил - это тип биогенных пелагических отложений, расположенных на глубоком дне океана . Кремнистые илы являются наименее распространенными из глубоководных отложений и составляют примерно 15% морского дна. [1] Илы определяются как отложения, содержащие не менее 30% скелетных остатков пелагических микроорганизмов. [2] Кремнистые илы в основном состоят из скелетов на основе кремнезема микроскопических морских организмов, таких как диатомовые водоросли и радиолярии . Другие компоненты кремнистых илов у окраин континентов могут включать частицы кремнезема земного происхождения и спикулы губок. Кремнистые илы состоят из скелетов из опалового кремнезема Si (O2 ) , в отличие от известковых илов , которые образованы из скелетов организмов карбоната кальция (то есть кокколитофорид ). Кремнезем (Si) - это жизненно важный элемент, который эффективно перерабатывается в морской среде посредством цикла кремнезема . [3] Расстояние от суши, глубина воды и плодородие океана - все это факторы, которые влияют на содержание опалового кремнезема в морской воде и наличие кремнистых илов.

Радиоляриевый , 160x увеличено

Формирование [ править ]

Биологическое поглощение морского кремнезема [ править ]

Кремнистые морские организмы, такие как диатомовые водоросли и радиолярии, используют кремнезем для формирования скелетов в процессе, известном как биоминерализация . Диатомовые водоросли и радиолярии эволюционировали, чтобы поглощать кремнезем в форме кремниевой кислоты Si (OH) 4 . Как только организм секвестрирует молекулы Si (OH) 4 в своей цитоплазме , молекулы транспортируются в везикулы отложения кремнезема, где они превращаются в опаловый кремнезем (B-SiO 2 ). У диатомовых водорослей и радиолярий есть специализированные белки, называемые переносчиками кремния, которые предотвращают минерализацию во время секвестрации и транспортировки кремниевой кислоты в организме. [4]

Химическая формула биологического поглощения кремниевой кислоты:

Состояние насыщения опалового кремнезема [ править ]

Часть серии, связанной с
Биоминерализация
Общий
  • Минерализованные ткани
  • Биокристаллизация
  • Биоинтерфейс
  • Биопленка
  • Реминерализация
Экзоскелеты (снаряды)
  • Членистоногие
    • экзоскелет
    • кутикула
  • Раковина брахиопод
  • Раковина головоногих моллюсков
    • перистая оболочка
    • каракатица
    • гладиус
  • Лорика хоанофлагеллята
  • Раковина моллюска
    • перламутр
    • хитоновая оболочка
    • панцирь брюхоногих моллюсков
  • Протистская оболочка
    • панцирь диатомовых водорослей
    • тест фораминифер
    • семенниковые амебы
  • Морская ракушка
    • иглокожие стереома
    • фауна малых ракушек
    • панцирь чешуйчатой ​​улитки
    • раковины устья
  • Спикула губки
  • Тест
Эндоскелеты ( кости )
  • Скелет позвоночного
  • Костный минерал
Зубы, чешуя, бивни и т. Д.
  • Бледные зубы
  • Отолит
    • отолитовая мембрана
  • Чешуйчатые микрофоссилии
  • Бивень
Геологические формы
  • Кальцификация
  • Морская биогенная кальцификация
  • Арагонитовое море
  • Арагонит
  • Кальцит
  • Осаждение микробного кальцита
  • Кальцитовое море
  • Кизельгур
  • Аморфный карбонат кальция
  • Кремнистый ил
  • Силикат
  • Фосфат
  • Оолитовый арагонитовый песок
Другой
  • Минеральная эволюция
  • В почве
    • минерализация
    • иммобилизация
  • Магнетофоссилий
  • Магнитосома
  • Магнитотактические бактерии
  • Магниторецепция
  • Окостенение
  • закрепленный ген
  • Друза
  • Cupriavidus Metallidurans
  • Биоминерализирующие полихеты
  • Минеральные питательные вещества
  • Микробный коврик
  • Сохранение сланца Берджесс
  • Биоремедиация грибков
  • v
  • т
  • е

Состояние насыщения опалового кремнезема увеличивается с глубиной в океане из-за растворения тонущих частиц опала, образующихся в поверхностных водах океана, но все же остается достаточно низким, чтобы реакция образования биогенного опалового кремнезема оставалась термодинамически неблагоприятной. Несмотря на неблагоприятные условия, организмы могут использовать растворенную кремниевую кислоту для изготовления опаловых кремнеземных панцирей посредством биологически контролируемой биоминерализации. [4] Количество опалового кремнезема, попадающего на морское дно, определяется скоростью опускания, растворения и глубиной водяного столба. [5]

Экспорт кремнезема в глубины океана [ править ]

Скорость растворения тонущего опалового кремнезема (B-SiO 2 ) в толще воды влияет на образование кремнистого ила на дне океана. Скорость растворения кремнезема зависит от состояния насыщения опалового кремнезема в толще воды и от повторной упаковки частиц опалового кремнезема в более крупные частицы с поверхности океана. [3] Повторная упаковка - это образование (а иногда и повторное образование) твердого органического вещества (обычно фекальных гранул) вокруг опалового кремнезема. Органическое вещество защищает от немедленного растворения опалового кремнезема в кремниевую кислоту, что способствует усиленному осаждению морского дна. Глубина компенсации опала, аналогичная глубине компенсации карбоната, встречается на высоте примерно 6000 метров. Ниже этой глубины происходит большее растворение опалового кремнезема в кремниевой кислоте, чем образование опалового кремнезема из кремниевой кислоты. Лишь четыре процента опалового кремнезема, производимого на поверхности океана, в среднем будет выпадать на морское дно, а оставшиеся 96% повторно используются в толще воды. [3]

Нормы накопления [ править ]

Кремнистые илы накапливаются в течение длительного времени. В открытом океане кремнистый ил накапливается со скоростью примерно 0,01 моль Si м -2 год -1 . [6] Самые быстрые темпы накопления кремнистого ила наблюдаются в глубоких водах Южного океана (0,1 моль Si м -2 год -1 ), где производство и экспорт биогенного кремнезема являются наибольшими. [7]  Скелеты диатомовых водорослей и радиолярий, из которых состоят илы Южного океана, могут опуститься на морское дно от 20 до 50 лет. [6] Кремнистые частицы могут опускаться быстрее, если они заключены в фекальные гранулы более крупных организмов. [6]  После осаждения кремнезем продолжает растворяться и циркулировать, задерживая долговременное захоронение частиц до тех пор, пока не будет достигнута глубина 10–20 см в слое осадка. [6]

Образование морского кремня [ править ]

Когда опаловый кремнезем накапливается быстрее, чем растворяется, он закапывается и может обеспечить диагенетическую среду для образования морских кремней . [8]  Процессы, приводящие к образованию кремня, наблюдались в Южном океане, где накопление кремнистой ила происходит быстрее всего. [8]  Однако формирование Chert может занять десятки миллионов лет. [7] Фрагменты скелета кремнистых организмов подлежат перекристаллизации и цементации. [8] Черта - главная участь погребенного кремнеземистого ила и навсегда удаляет кремнезем из океанического кремнеземного цикла .

Географические местоположения [ править ]

Карта мира, показывающая распространение пелагических отложений. Зеленый: кремнистые отложения. Белый: отложения континентальной окраины. Синий: ледниковые отложения. Оранжевый: осадки суши. Коричневый: пелагическая глина. Желтый: известковые отложения.

Кремнистые илы образуются в областях апвеллинга, которые обеспечивают ценные питательные вещества для роста кремнистых организмов, обитающих в поверхностных водах океана. [9] Ярким примером является Южный океан, где последовательный апвеллинг циркумполярных глубинных вод в Индийском, Тихом и Антарктическом регионах привел к образованию сплошной кремнистой ила, которая простирается по всему земному шару. [7] Существует полоса кремнистой ила, которая является результатом усиленного экваториального апвеллинга в отложениях Тихого океана ниже Северного экваториального течения . В субполярной северной части Тихого океана апвеллинг происходит вдоль восточной и западной сторон бассейна от течения Аляски и течения Оясио.. Кремнистый ил присутствует вдоль морского дна в этих приполярных регионах. Пограничные течения океанических бассейнов, такие как течение Гумбольдта и Сомалийское течение, являются примерами других восходящих течений, которые способствуют образованию кремнистой ила. [8]

Кремнистый ил часто классифицируют в зависимости от его состава. Диатомовые илы преимущественно образованы скелетами диатомовых водорослей и обычно встречаются вдоль окраин континентов в более высоких широтах. [9] Диатомовые илы присутствуют в Южном океане и северной части Тихого океана. [9] [10] Илы радиолярий состоят в основном из скелетов радиолярий и расположены в основном в тропических экваториальных и субтропических регионах. [10] Примерами ила радиолярий являются илы экваториального региона, субтропического региона Тихого океана и субтропического бассейна Индийского океана. Небольшая площадь поверхности глубоководных отложений покрыта илом радиолярий в экваториальном бассейне Восточной Атлантики. [10]

Роль в океаническом цикле кремнезема [ править ]

Смотрите также: Цикл кремнезема

Отложения на морском дне в виде ила являются крупнейшим долгосрочным стоком океанического цикла кремнезема (6,3 ± 3,6 трлн Si в год -1 ). [11] Как отмечалось выше, этот ил диагенетически трансформируется в литосферные морские кремни. Этот сток примерно уравновешивается силикатным выветриванием и речным поступлением кремниевой кислоты в океан. [11] Производство биогенного кремнезема в фотической зоне оценивается в 240 ± 40 Tmol si год -1 . [10]  Быстрое растворение на поверхности удаляет примерно 135 мкмоль опала Si в год -1 , превращая его обратно в растворимую кремниевую кислоту, которую можно снова использовать для биоминерализации. [11]Оставшийся опаловый кремнезем вывозится в глубину океана в виде тонущих частиц. [11] В глубоком океане еще 26,2 трлн Si в год -1 растворяется перед тем, как осесть в отложениях в виде опалового кремнезема. [11]  На границе раздела отложения и воды более 90% кремнезема рециркулируется и поднимается для повторного использования в фотической зоне. [11] Время пребывания в биологической шкале времени оценивается примерно в 400 лет, при этом каждая молекула кремнезема перерабатывается 25 раз до захоронения отложений. [11]

Кремнистые илы и связывание углерода [ править ]

Диатомовые водоросли являются основными продуцентами, которые превращают диоксид углерода в органический углерод посредством фотосинтеза и экспортируют органический углерод с поверхности океана в глубины моря с помощью биологического насоса . [12] Таким образом, диатомовые водоросли могут быть значительным поглотителем двуокиси углерода в поверхностных водах. Из-за относительно большого размера диатомовых водорослей (по сравнению с другим фитопланктоном) они способны поглощать больше углекислого газа. Кроме того, диатомовые водоросли не выделяют углекислый газ в окружающую среду во время формирования своих опаловых силикатных панцирей. [12] Фитопланктон, образующий раковины из карбоната кальция (т.е. кокколитофориды), выделяет углекислый газ в качестве побочного продукта во время образования раковин, что делает их менее эффективным поглотителем углекислого газа. [13]Каркасы из силиката опала увеличивают скорость опускания диатомовых частиц (то есть углерода) с поверхности океана на морское дно. [14]  

Эксперименты по удобрению железа [ править ]

Цветут диатомовые водоросли в южной части Атлантического океана, у побережья Аргентины.

Уровни углекислого газа в атмосфере экспоненциально росли после промышленной революции [13], и исследователи изучают способы снижения уровня углекислого газа в атмосфере за счет увеличения поглощения углекислого газа на поверхности океана посредством фотосинтеза. [14] Увеличение поглощения углекислого газа поверхностными водами может привести к большему улавливанию углерода в морских глубинах с помощью биологического насоса. Динамика цветения диатомовых водорослей, их балластировка опаловым кремнеземом и различные потребности в питательных веществах сделали диатомеи центром экспериментов по связыванию углерода.

Проекты по удобрению железом, такие как эксперименты по обогащению железом SERIES, вводили железо в океанические бассейны, чтобы проверить, увеличивает ли это скорость поглощения углекислого газа диатомовыми водорослями и, в конечном итоге, опускает его в глубину океана. [13] Железо является ограничивающим питательным веществом для фотосинтеза диатомовых водорослей в высокопитательных веществах с низким содержанием хлорофилла.области океана, таким образом, увеличение количества доступного железа может привести к последующему увеличению фотосинтеза, что иногда приводит к цветению диатомовых водорослей. Это увеличение удаляет больше углекислого газа из атмосферы. Хотя поглощается больше углекислого газа, скорость связывания углерода в глубоководных отложениях, как правило, невысока. Большая часть углекислого газа, захваченного в процессе фотосинтеза, повторно используется в поверхностном слое несколько раз, прежде чем попасть в глубокий океан для связывания. [13]

Палео-илы [ править ]

До кремнистых организмов [ править ]

В докембрии концентрации кремнезема в океане были на порядок выше, чем в современных океанах. Считается, что в этот период времени произошла эволюция биосилицификации. [15] Кремнистые илы образовались после того, как организмы, связывающие кремнезем, такие как радиолярии и диатомовые водоросли, начали процветать в поверхностных водах. [15]

Эволюция кремнистых организмов [ править ]

Радиолярии [ править ]

Ископаемые остатки предполагают, что радиолярии впервые появились в конце кембрия как свободно плавающие мелководные организмы. [16] Они не стали заметными в летописи окаменелостей до ордовика . [16] Радиоляриты эволюционировали в регионах апвеллинга в областях с высокой первичной продуктивностью и являются старейшими из известных организмов, способных к секреции панциря. [17] Остатки радиолярий сохранились в кремне; побочный продукт преобразования кремнистой ила. [18] Основные события видообразования радиолярий произошли в мезозое . [19] Многие из этих видов теперь вымерли в современном океане. [16]Ученые предполагают, что конкуренция с диатомовыми водорослями за растворенный кремнезем в кайнозое является вероятной причиной массового вымирания большинства видов радиолярий.

Диатомовые водоросли [ править ]

Самые старые хорошо сохранившиеся окаменелости диатомовых водорослей датируются началом юрского периода. Однако молекулярные записи предполагают, что диатомовые водоросли возникли не менее 250 миллионов лет назад в триасовом периоде . [20] По мере развития и распространения новых видов диатомовых водорослей уровень кремнезема в океане начал снижаться. [19] Сегодня насчитывается около 100 000 видов диатомовых водорослей, большинство из которых микроскопические (2-200 мкм). [19] Некоторые ранние диатомовые водоросли были крупнее и могли достигать от 0,2 до 22 мм в диаметре. [17]

Самые ранние диатомовые водоросли были радиально центричными и жили на мелководье недалеко от берега. [19] Эти ранние диатомовые водоросли были приспособлены к жизни на бентосе, так как их внешняя оболочка была тяжелой и не позволяла им свободно плавать. [19] Свободно плавающие диатомовые водоросли, известные как биполярные и многополярные центрики, начали развиваться примерно 100 миллионов лет назад в меловом периоде . [19] Ископаемые диатомовые водоросли сохраняются в диатомите (также известном как диатомовая земля ), который является одним из побочных продуктов превращения ила в горную породу. [19]Когда частицы диатомовых водорослей начали опускаться на дно океана, углерод и кремнезем были изолированы вдоль окраин континентов. Углерод, секвестрированный вдоль окраин континентов, стал сегодня основными запасами нефти. [12] Эволюция диатомовых водорослей знаменует собой период в геологической истории Земли значительного удаления углекислого газа из атмосферы при одновременном повышении уровня кислорода в атмосфере. [12]

Керны отложений, подобные этим из Южной Атлантики, позволяют палеоокеанографам обрабатывать и изучать палео-илы.

Как ученые используют палео-ил [ править ]

Палеокеанографы изучают доисторические илы, чтобы узнать об изменениях в океанах с течением времени. [9] Распределение наносов и характер осаждения илов информируют ученых о доисторических областях океанов, в которых были прекрасные условия для роста кремнистых организмов. [9]

Ученые исследуют палео-илы, взяв керны глубоководных отложений. [9] Слои отложений в этих кернах показывают структуру отложений в океане с течением времени. Ученые используют палео-илы в качестве инструментов, чтобы лучше понять состояние палеоокеанов. [9] Скорость нарастания палео-ила можно использовать для определения глубоководной морской циркуляции, тектонической активности и климата в определенный момент времени. Илы также полезны для определения исторической численности кремнистых организмов. [21]

Формация Бурубайтал [ править ]

Формация Бурубтишиал, расположенная в Западном Прибалхашье в Казахстане, является старейшим из известных глубинных биогенных отложений. [20] Формация Бурубайтал в основном состоит из кремня, который формировался в течение 15 миллионов лет (поздний кембрий - средний ордовик ). [20] Вероятно, что эти отложения образовались в районе апвеллинга в субэкваториальных широтах. [20] Формация Бурубайтал в основном состоит из радиоляритов, поскольку диатомовые водоросли еще не эволюционировали во время их образования. Отложения Бурубайтала заставили исследователей поверить в то, что радиолярии играли значительную роль в позднем кембрийском цикле кремнезема. [20]Поздний кембрий (497–485,4 млн лет назад) знаменует собой переходный период для морского биоразнообразия и является началом накопления ила на морском дне. [20]

Сдвиги распределения в миоцене [ править ]

Сдвиг в географическом распределении кремнистых илов произошел в миоцене . [9] Шестнадцать миллионов лет назад произошло постепенное сокращение отложений кремнистой ила в Северной Атлантике и одновременное увеличение отложений кремнистой ила в северной части Тихого океана. [9] Ученые предполагают, что этот сдвиг режима мог быть вызван появлением Северных морей, выходящих за пределы моря, которые способствовали формированию глубоководных вод Северной Атлантики (NADW). Образование донной воды Антарктики (AABW) произошло примерно в то же время, что и образование NADW. [9]Образование NADW и AABW резко изменило океан и привело к пространственному смещению популяций кремнистых организмов. [9]

Цветение палеоценового планктона [ править ]

Граница мелового и третичного периода была временем глобального массового вымирания, обычно называемого массовым вымиранием KT . В то время как большинство организмов исчезало, морские кремнистые организмы процветали в морях раннего палеоцена. Один такой пример произошел в водах недалеко от Мальборо, Новая Зеландия. [22] Отложения палео-ила указывают на то, что в это время происходил быстрый рост диатомовых водорослей и радиолярий. Ученые считают, что этот период высокой биокремнистой продуктивности связан с глобальными климатическими изменениями. Этот бум кремнистого планктона был самым большим в течение первого миллиона лет третичного периода и, как полагают, был вызван усилением апвеллинга в ответ на похолодание климата и увеличением круговорота питательных веществ из-за изменения уровня моря. [22]

См. Также [ править ]

  • Кизельгур
  • Известковый ил

Ссылки [ править ]

  1. ^ Малдер, Тьерри; Хюнеке, Хейко; Van Loon, AJ (2011), "Прогресс в глубоководной седиментологии", глубоководных осадков , Elsevier, стр 1-24,. DOI : 10.1016 / b978-0-444-53000-4.00001-9 , ISBN 9780444530004
  2. ^ Борманн, Герхард; Абельманн, Андреа; Жерсонде, Райнер; Хуббертен, Ганс; Кун, Герхард (1994). «Чистый кремнистый ил, диагенетическая среда для раннего образования кремней». Геология . 22 (3): 207. Bibcode : 1994Geo .... 22..207B . DOI : 10.1130 / 0091-7613 (1994) 022 <0207: psoade> 2.3.co; 2 .
  3. ^ a b c ДеМастер, Дэвид Дж. (октябрь 1981 г.). «Поставка и накопление кремнезема в морской среде». Geochimica et Cosmochimica Acta . 45 (10): 1715–1732. Bibcode : 1981GeCoA..45.1715D . DOI : 10.1016 / 0016-7037 (81) 90006-5 .
  4. ^ a b "Кристаллизация и биоминерализация кремнезема растений: основные наблюдения" . ResearchGate . Проверено 28 ноября 2018 .
  5. ^ Диксит, Сувасис; Ван Каппеллен, Филипп (июль 2002 г.). «Химия поверхности и реакционная способность биогенного кремнезема». Geochimica et Cosmochimica Acta . 66 (14): 2559–2568. Bibcode : 2002GeCoA..66.2559D . DOI : 10.1016 / s0016-7037 (02) 00854-2 .
  6. ^ а б в г Стоккер, ДК; Gustafson, DE; Верити, PG (1996). «Микро- и мезопротозоопланктон на 140 * з.д. в экваториальной части Тихого океана: гетеротрофы и миксотрофы» . Экология водных микробов . 10 : 273–282. DOI : 10,3354 / ame010273 .
  7. ^ a b c Burckle, Lloyd H .; Кирилли, Джером (1987). «Происхождение пояса диатомовых илов в Южном океане: последствия для позднечетвертичной палеоокеанографии». Микропалеонтология . 33 (1): 82. DOI : 10,2307 / 1485529 . JSTOR 1485529 . 
  8. ^ a b c d "Атмосфера, океан и динамика климата: вводный текст" . Выборочные обзоры в Интернете . 45 (10): 45–5595–45–5595. Июнь 2008 г. doi : 10.5860 / choice.45-5595 . S2CID 127409245 . 
  9. ^ a b c d e f g h i j k КЕЛЛЕР, ГЕРТА; БАРРОН, ДЖОН А. (1983). «Палеоокеанографические последствия миоценовых глубоководных перерывов». Бюллетень Геологического общества Америки . 94 (5): 590. Bibcode : 1983GSAB ... 94..590K . DOI : 10.1130 / 0016-7606 (1983) 94 <590: piomdh> 2.0.co; 2 .
  10. ^ a b c d Ван Каппеллен, П. (январь 2003 г.). «Биоминерализация и глобальные биогеохимические циклы». Обзоры по минералогии и геохимии . 54 (1): 357–381. Bibcode : 2003RvMG ... 54..357V . CiteSeerX 10.1.1.499.4327 . DOI : 10.2113 / 0540357 . 
  11. ^ Б с д е е г Tréguer PJ, De La Rocha CL (2013-01-03). «Цикл кремнезема Мирового океана». Ежегодный обзор морской науки . 5 (1): 477–501. DOI : 10.1146 / annurev-marine-121211-172346 . PMID 22809182 . 
  12. ^ a b c d Armbrust EV (май 2009 г.). «Жизнь диатомовых водорослей в Мировом океане». Природа . 459 (7244): 185–92. Bibcode : 2009Natur.459..185A . DOI : 10,1038 / природа08057 . PMID 19444204 . S2CID 3738371 .  
  13. ^ a b c d Межправительственная группа экспертов по изменению климата, изд. (2014), "Углерод и другие биогеохимические циклы Страницы 465 до 514", Изменение климата 2013 - Физическая научная основа , Cambridge University Press, стр 465-514,. Дои : 10,1017 / cbo9781107415324.014 , ISBN 9781107415324
  14. ^ а б Иверсен, MH; Плуг, Х. (07.09.2010). «Балластные минералы и опускающийся поток углерода в океане: удельная скорость дыхания углерода и скорость опускания морских снежных агрегатов» . Биогеонауки . 7 (9): 2613–2624. Bibcode : 2010BGeo .... 7.2613I . DOI : 10.5194 / BG-7-2613-2010 . ISSN 1726-4189 . 
  15. ^ a b «Путешествие во времени - 208 миллионов лет назад - кремниевая симметрия: триасово-юрское массовое вымирание» . www.globalcommunity.org . Проверено 26 ноября 2018 .
  16. ^ a b c Летопись окаменелостей . 11 (1). Февраль 2008 г. doi : 10.1002 / mmng.v11: 1 . ISSN 1435-1943 .  Отсутствует или пусто |title=( справка )
  17. ^ a b Кемп, AES; Пирс, РБ; Григоров, И .; Rance, J .; Lange, CB; Quilty, P .; Солтер, И. (13 октября 2006 г.). «Производство гигантских морских диатомовых водорослей и их экспорт в океанических фронтальных зонах: последствия для потока Si и C из стратифицированных океанов» (PDF) . Глобальные биогеохимические циклы . 20 (4): н / д. Bibcode : 2006GBioC..20.4S04K . DOI : 10.1029 / 2006gb002698 . ISSN 0886-6236 .  
  18. ^ Данелиан, Таниэль; Эйчисон, Джонатан С .; Благородный, Паула; Каридройт, Марсьяль; Сузуки, Норитоши; О'Догерти, Луис (сентябрь 2017 г.). «Исторические сведения о почти 130-летних исследованиях палеозойских радиолярий». Geodiversitas . 39 (3): 351–361. DOI : 10.5252 / g2017n3a2 . ISSN 1280-9659 . S2CID 134007679 .  
  19. ^ a b c d e f g Реноди, Йохан; Дрюс Эффи-Лаура; Бёне, Саймон (20.08.2018). «Палеоценовая летопись морских диатомовых водорослей в глубоководных отложениях» . Ископаемые летописи . 21 (2): 183–205. DOI : 10,5194 / FR-21-183-2018 . ISSN 2193-0074 . 
  20. ^ a b c d e f Толмачева, Татьяна Ю .; Данелиан, Таниэль; Попов, Леонид Э. (2001). «Свидетельства для 15 млн. Лет непрерывного глубоководного биогенного кремнистого осадконакопления в океанах раннего палеозоя». Геология . 29 (8): 755. Bibcode : 2001Geo .... 29..755T . DOI : 10.1130 / 0091-7613 (2001) 029 <0755: efmyoc> 2.0.co; 2 . ISSN 0091-7613 . 
  21. ^ КЕЛЛЕР, ГЕРТА; БАРРОН, ДЖОН А. (1983). «Палеоокеанографические последствия миоценовых глубоководных перерывов». Бюллетень Геологического общества Америки . 94 (5): 590. Bibcode : 1983GSAB ... 94..590K . DOI : 10.1130 / 0016-7606 (1983) 94 <590: piomdh> 2.0.co; 2 .[ требуется проверка ]
  22. ^ a b Холлис, CJ; Роджерс, KA; Паркер, RJ (1995-09-01). «Кремнистый планктон зацветает в самом раннем третичном периоде Мальборо, Новая Зеландия». Геология . 23 (9): 835–838. Bibcode : 1995Geo .... 23..835H . DOI : 10.1130 / 0091-7613 (1995) 023 <0835: SPBITE> 2.3.CO; 2 . ISSN 0091-7613 .