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Jun 23, 2023

Mapeo del SiO2 amorfo en lutitas del Devónico y el posible vínculo con la productividad marina durante la incipiente diversificación forestal

Scientific Reports volumen 13, Número de artículo: 1516 (2023) Cite este artículo 709 Accesos 1 Detalles de Altmetric Metrics El ciclo de sílice en los océanos del mundo no es sencillo de evaluar en un

Scientific Reports volumen 13, número de artículo: 1516 (2023) Citar este artículo

709 Accesos

1 altmétrica

Detalles de métricas

El ciclo del sílice en los océanos del mundo no es sencillo de evaluar en una escala de tiempo geológico. Con el surgimiento de radiolarios y esponjas desde principios del Cámbrico en adelante, la sílice puede tener dos orígenes depositacionales: la erosión continental y la sílice biogénica. Es fundamental contar con un método confiable para diferenciar la sílice amorfa y la sílice cristalina para comprender verdaderamente el ciclo biogeoquímico e inorgánico de la sílice. En este estudio, se mapea ópalo-A en la Cuenca Sedimentaria del Oeste de Canadá en las lutitas de la Formación Duvernay del Devónico Tardío utilizando imágenes hiperespectrales de onda larga junto con indicadores geoquímicos que diferencian entre SiO2 cristalino y amorfo, durante la expansión de los primeros bosques del mundo. Señalado por varias excursiones de isótopos de carbono en el Frasniano, el evento punctata corresponde a la expansión de los bosques cuando las plantas terrestres vasculares desarrollan semillas y redes de raíces más profundas, lo que probablemente resulta en una mayor pedogénesis. Los nutrientes de horizontes de suelo más densos que ingresan al ámbito marino están relacionados con niveles más altos de productividad primaria en los océanos y la posterior falta de oxígeno en aguas más profundas en este momento. Los resultados de este estudio revelan, por primera vez, la distribución espacial del SiO2 amorfo en una cuenca sedimentaria durante este cambio importante en el reino terrestre cuando los bosques se expanden y desarrollan redes de raíces más profundas.

Un cambio importante en el clima y los niveles de oxígeno en la atmósfera de la Tierra comenzó cerca del límite Emsiano-Eifeliano (~ 395 Ma)1 y continuó hasta el Frasniano Temprano cuando los bosques se estaban expandiendo2,3,4. Los primeros bosques del mundo se identificaron a finales del Emsiano en Spitzbergen y en los estratos del Givetiano en Gilboa, Nueva York, EE. UU.5,6; sin embargo, Capel et al.3 identifican varios pulsos importantes de origen-extinción durante el Silúrico-Devónico que eventualmente resultaron en un transición a un paisaje terrestre boscoso durante el Devónico Medio. A finales del Givetiano, las redes de raíces se habían profundizado y en el Frasniano, los bosques de progimnospermas aneurofitas y arqueopteridas eran comunes, lo que dio como resultado que comenzaran a formarse horizontes de suelo más gruesos; aumentando así el suministro de nutrientes de origen terrestre al medio marino2,4,7. Estudios anteriores sobre estos cambios en la biodiversidad predijeron que una mayor entrega de nutrientes puede haber causado aumentos en la productividad, estratificación del oxígeno, deposición de lutitas negras ricas en materia orgánica y eutrofización en los mares epicontinentales de Frasnian2,4,8,9. Los sedimentos lacustres del Devónico medio a tardío de Groenlandia y el norte de Escocia revelan una pérdida neta de fósforo (P), un nutriente biolimitante esencial que se espera que disminuya en un ambiente terrestre que está experimentando colonización vegetal donde el P se libera de los minerales indirectamente a través de la acidificación de espacios porosos de las raíces producidos por la degradación de la materia orgánica y liberación de exudados orgánicos de las raíces8,10,11. Un cambio significativo y duradero de δ13C en la zona de conodontes punctata, que se cree que es causado por una mayor entrega de nutrientes liberados (por ejemplo, P) que mejoraría la productividad y el entierro de carbono orgánico en el Devónico medio a tardío, se conoce como evento punctata. (pE) y es reconocido en cuencas de todo el mundo12. La productividad sospechada asociada con el pE también puede resultar en una amplificación del SiO2 amorfo de origen biológico en áreas que experimentaron una afluencia de nutrientes a través de la entrega de suelos formados por redes de raíces más profundas2,8. El SiO2 amorfo se ha subestimado constantemente en secuencias sedimentarias antiguas, lo que distorsiona nuestra comprensión del ciclo biogeoquímico global de la sílice13,14,15,16. La sílice en las lutitas se interpretaba comúnmente como de origen terrígeno; sin embargo, Schieber17 y Schieber et al.14 demostraron que proporciones significativas de limo de cuarzo en las lutitas podrían derivarse biogénica o diagenéticamente, especialmente después del Cámbrico temprano, cuando los radiolarios y las esponjas silíceas comenzaron a proliferar16. Las lutitas de la Formación Frasnian Duvernay, ricas en SiO2, muestran excursiones de δ13C(org) características del pE, que también se han documentado en las Montañas Rocosas canadienses18. Por lo tanto, estos depósitos de cuenca se examinan en este estudio para determinar si el SiO2 en las lutitas de Duvernay es de origen biológico y si los aumentos en la deposición de SiO2 podrían estar relacionados con el cambio significativo en el ámbito terrestre cuando los bosques del mundo se estaban expandiendo.

La diferenciación de polimorfos de SiO2 es posible, pero supone un desafío a escala macro. Actualmente los métodos utilizados para diferenciar el SiO2 amorfo (posiblemente biogénico) versus cristalino son:

Identificación de microfósiles silíceos o quistes llenos de SiO217,19, texturas reconocidas en trabajos petrográficos como granos de forma irregular con ensenadas y proyecciones puntiagudas17,20, inclusiones de pirita17,19 y granos de cuarzo con texturas coloformes o calcedónicas14,17;

Imágenes de catodoluminiscencia con microscopio electrónico de barrido o espectroscopia de rayos X de dispersión de energía14,17,19,21,22;

Valores de isótopos de oxígeno14,23;

exceso de sílice; definido por Rowe et al.24 como el valor absoluto de la diferencia entre el contenido de sílice medido y la línea de regresión de sílice versus aluminio, que representa la sílice en la fase de aluminosilicato (es decir, minerales arcillosos)20;

Una correlación negativa entre sílice y circonio25;

Una correlación positiva entre sílice y TOC20;

Difracción de rayos X, donde las diferencias de altura de los picos se utilizan como índice de cristalinidad26

Digestión alcalina27.

Cada una de estas metodologías requiere un análisis puntual en el que se apunta a un intervalo específico mediante el muestreo. Para detectar SiO2 a mayor escala, nuestro estudio utiliza espectroscopía infrarroja de onda larga (LWIR) en el rango de longitud de onda de 8 a 12 µm28. LWIR puede diferenciar entre SiO2 amorfo y cristalino debido al estiramiento asimétrico de los enlaces Si-O-Si en SiO229,30 amorfo. El uso de este método de detección puede mejorar nuestra comprensión del ciclo biogeoquímico del SiO2 a través del tiempo, ya que permite la detección in situ en la macroescala, lo que nos permite mapear distribuciones amorfas de SiO2 en antiguas cuencas sedimentarias y rastrear cambios en la bioproductividad que pueden coincidir con cambios climáticos significativos. .

Se tomaron muestras de tres núcleos de perforación a través de las lutitas de Duvernay de diferentes ubicaciones a lo largo de la Cuenca Sedimentaria del Oeste de Canadá en Alberta a intervalos espaciados regularmente para realizar análisis geoquímicos de toda la roca y de isótopos estables. Las lutitas son menos susceptibles que las rocas carbonatadas a la alteración diagenética que puede afectar el δ13C, utilizado para identificar el pE. Cada núcleo se analiza en busca de δ13C (org) para determinar si las excursiones de pE se registran en cada una de estas ubicaciones. La procedencia del SiO2 se investiga utilizando datos de óxidos y indicadores geoquímicos para determinar si hay algún “exceso de sílice”24 presente en Duvernay y, de ser así, cuál puede ser la fuente. Cualquier SiO2 aportado desde una fuente biológica, que indique la bioproductividad asociada con el pE, probablemente sería un polimorfo amorfo de SiO2. Para detectar y mapear SiO2 amorfo, se toman imágenes de los núcleos utilizando un escáner hiperespectral de núcleos de perforación de infrarrojos de onda larga (LWIR). Los objetivos del estudio son determinar si el pE se registra en cada ubicación de la cuenca, identificar intervalos de SiO2 amorfo y determinar la fuente de SiO2 utilizando varios sustitutos geoquímicos e imágenes hiperespectrales. Las posibles fuentes de SiO2 amorfo incluyen fluidos hidrotermales, SiO2 producido como subproducto de la diagénesis de la arcilla o SiO2 biogénico. Una fuente biogénica de SiO2 en Duvernay, depositada durante la expansión de los bosques del mundo, respaldaría las teorías actuales de que el desarrollo de raíces más profundas de los árboles Archaeopteris resultó en una mayor génesis del suelo y suministro de nutrientes fluviales8, lo que en última instancia aumentó la bioproductividad y la deposición de material orgánico en los océanos. en este momento2,4,12. Este estudio, centrado en la diferenciación y mapeo de polimorfos de SiO2, contribuye a nuestra comprensión de la sílice en los océanos del mundo a través del tiempo, que está vinculada a los ciclos globales de carbono, oxígeno y clima27. La novedosa técnica utilizada para diferenciar el SiO2 detrítico del amorfo puede proporcionar un avance crítico en nuestra capacidad para cuantificar el SiO2 biogénico en sedimentos, lo que se considera una alta prioridad en el desarrollo de una mejor comprensión del ciclo biogeoquímico de la sílice8,27.

Las lutitas de la Formación Duvernay son lutitas ricas en materia orgánica, calcáreas a arcillosas/silíceas que se depositaron durante el Grupo Woodbend de la edad Frasniana (382–372 Ma) (Fig. 1), cuando el WCSB era un margen pasivo en el margen pasivo occidental de el cratón norteamericano31. La estratigrafía de conodontes más actualizada de la WCSB sitúa la parte inferior del Duvernay en la zona de conodontes punctata (Montagne Noire (MN) 5/6) y la parte superior del Duvernay principalmente en la zona de conodontes hassi (MN7-10)31. Durante este tiempo, la actual Alberta estuvo cubierta por una gran vía marítima interior, con numerosas acumulaciones de carbonato que crecieron sucesivamente. La Formación Leduc se formó en alturas paleotopográficas en las porciones más gruesas de la plataforma subyacente de la Formación Swan Hills en el oeste, y la plataforma de la Formación Cooking Lake en el este32,33. Las dos primeras etapas de crecimiento del arrecife en la Formación Leduc son contemporáneas a la deposición de lutitas y lutitas de la cuenca de Duvernay33. En el este, Duvernay se superpone directamente a la plataforma de carbonatos de la Formación Cooking Lake y en el oeste, la Formación del Lago Majeau equivalente en la cuenca. Estas porciones occidental y oriental de la WCSB, conocidas como West Shale Basin y East Shale Basin respectivamente, están separadas por la tendencia del arrecife Rimbey-Meadowbrook (Fig. 1)34.

(A) Mapa de Alberta con la extensión del subsuelo de la Formación Duvernay. modificado del Atlas geológico de la cuenca sedimentaria del oeste de Canadá28. (B) Estratigrafía simplificada de la Formación Duvernay en Alberta, Canadá y la ubicación de tres núcleos de perforación utilizados en este estudio.

El Duvernay es muy heterogéneo tanto a nivel local como a lo largo de su extensión de depósito de 130.000 km235. El Duvernay, o Perdrix como se le conoce en las exposiciones de las Montañas Rocosas, se compone de diez litofacies, definidas por composición, tamaño de grano y estructuras sedimentarias en Knapp et al.36. En términos generales, el Duvernay se compone de lutitas silíceas ricas en materia orgánica, carbonatos y lutitas ricas en arcilla36. Basado en litoestratigrafía y quimioestratigrafía informal y áreas de producción de Duvernay, se divide en tres dominios aquí denominados: Kaybob, Willesden Green (WG) y East Shale Basin (ESB) (Fig. 1). En el área de Kaybob, Duvernay tiene siete unidades geoquímicamente distintas y se caracteriza por la presencia de una unidad de carbonato medio37,38. En nuestro estudio, el pozo Kaybob se divide en Duvernay superior, Duvernay medio (rico en carbonato) y Duvernay inferior. En el área de Willesden Green (WG), Duvernay se compone de esquisto delgado intercalado y lechos de carbonato de grano fino. En East Shale Basin (ESB), el Duvernay está rodeado por los arrecifes de la Formación Leduc y, como resultado, es relativamente rico en carbonatos en todas partes, en comparación con el WG y el Duvernay superior e inferior en el pozo Kaybob.

En este estudio se tomaron muestras y se tomaron imágenes de tres núcleos de la Formación Duvernay; 100/04-19-064-22W5/00 (Kaybob), 100/09-25-039-06W5/00 (Willesden Green = WG) y 100/08-29-031-23W4/00 (East Shale Basin = ESB, figura 1).

Se tomaron un total de 303 muestras a intervalos de 0,5 a 1 m de tres núcleos de perforación de Duvernay. Las muestras se analizaron en busca de elementos principales mediante espectrometría de emisión óptica de plasma acoplado inductivamente (ICP-OES). Se analizó la química elemental de las muestras del núcleo de perforación Kaybob utilizando un ICP-OES serie iCAP 7000 (Thermo Fisher Scientific, Waltham, MA, EE. UU.) en los laboratorios de Chemostrat Inc. en Houston, Texas, siguiendo el procedimiento descrito en Hildred et al.39 . Las muestras de los núcleos de Willesden Green y East Shale Basin se analizaron utilizando un Spectro ICP-OES (Perkin Elmer, Waltham, MA, EE. UU.) en Bureau Veritas Mineral Laboratories en Vancouver, Columbia Británica. Los óxidos analizados en las muestras incluyen: SiO2, TiO2, Al2O3, Fe2O3, MgO, MnO, CaO, Na2O, K2O y P2O5. El carbono orgánico total (TOC) y el δ13C(org) (reportado en relación con VPDB) se analizaron en Chemostrat Inc. para el pozo Kaybob y en el Laboratorio de Isótopos Estables de la Universidad de Saskatchewan para WG y ESB. Todas las muestras analizadas para δ13C (org) y TOC se acidificaron para eliminar el material de carbonato, se homogeneizaron y el material orgánico se oxidó a dióxido de carbono, gases que contienen nitrógeno y agua, que se separan aún más para el análisis. Los isótopos se midieron en Chemostrat Inc. utilizando un espectrómetro de masas de relación isotópica Europa Scientific 2020 y en el Laboratorio de Isótopos Estables de Saskatchewan utilizando un Thermo Finnigan Flash 1112 EA acoplado a un Thermo Finnigan Delta Plus XL a través de un Conflo III, donde se calibraron con respecto a estándares internacionales. L-SVEC (δ13C(org) = − 46,6 VPDB) y OIEA-CH-6 (δ13C(org) = − 10,45 VPDB) con una precisión informada por el laboratorio del 0,12 % (n = 18, 2σ). Se prepararon y examinaron cincuenta secciones delgadas pulidas del pozo Kaybob. Cada sección se impregnó con epoxi azul para resaltar el espacio de los poros, y las secciones se tiñeron hasta la mitad con rojo de alizarina para reconocer la calcita y la aragonita. Las secciones delgadas se examinaron utilizando un Zeiss Axioscope A1 en la Universidad MacEwan en Edmonton, Alberta. También se analizó el contenido mineral de veinticinco muestras del pozo Kaybob mediante difracción de rayos X (DRX) en los laboratorios de Chemostrat Inc. en Houston, Texas.

Se utilizaron datos de SiO2 y Al2O3 para identificar la presencia de exceso de sílice que no se considera derivado de la corteza continental, utilizando la Ec. (1)20.

Se utilizó un valor de 3,527 para esquisto o fondo promedio40. La cantidad de exceso de sílice (SiEX) se informa junto con los datos de δ13C(org). La bioestratigrafía de conodontes informada más recientemente presentada en Wong et al.31 se utilizó para correlacionar los datos de δ13C(org) recopilados en Duvernay con estudios previos del Evento punctata12. El análisis de datos se realizó sobre los óxidos y el TOC analizado en los tres pozos utilizando estadísticas multivariadas (Análisis de Componentes Principales; PCA) en DataDesk® 6.3.1. para determinar la procedencia del SiO2. PCA analiza la varianza total del conjunto de datos de óxido y TOC para determinar la relación del SiO2 con los óxidos asociados a la arcilla (p. ej., Al2O3, TiO2, K2O, MgO, Fe2O3, Na2O), carbonatos (p. ej., CaO, MnO) o variables que representan una influencia biológica (por ejemplo, P2O5, TOC)41. En este estudio, se trazaron los vectores propios e1 versus e2 y e1 versus e3 para cada pocillo para representar más del 85% de la varianza en el conjunto de datos.

Se evalúa una posible fuente hidrotermal de SiO2 amorfo utilizando un gráfico ternario de Al-Fe-Mn. Adachi et al.42 definen una zona que implica una influencia hidrotermal cerca del ápice de Fe (hasta un 30% de Mn) y no hidrotermal como rica en Al y pobre en Mn. Las muestras de cada pozo en este estudio se representan en este diagrama ternario.

La diagénesis de arcilla (por ejemplo, K-metasomatismo) puede producir SiO2 amorfo como subproducto43. Para determinar si las arcillas del Duvernay han sufrido una alteración diagenética significativa que puede haber introducido SiO2 amorfo, se utilizan datos de óxidos para determinar primero el índice químico de alteración (CIA), que evalúa el grado de meteorización que han sufrido los sedimentos desde su origen. (Ecuación 2)44,45.

CaO* debe representar Ca sólo en la porción de silicato44,45. Siguiendo a McLennan44, el CaO se corrigió utilizando datos de fosfato donde CaO* es igual a los moles de CaO menos los moles de P2O5 × 10/3. Este valor se compara con los moles de Na2O, y si el valor corregido de CaO* es menor que los moles de Na2O, entonces este valor de CaO* se usa en la ecuación. 2, de lo contrario CaO* es igual a Na2O.

Los valores de CIA calculados para sedimentos que han experimentado diagénesis a través del metasomatismo de K deben corregirse utilizando un gráfico de A-CN-K (Al2O3–CaO* + Na2O–K2O) donde los valores molares de Al2O3, (CaO* + Na2O) y K2O se trazan en un diagrama ternario. Una tendencia típica de erosión de los sedimentos es paralela a la línea A-CN, donde el sedimento pierde Ca, Na y K a medida que se erosiona más a partir de la roca madre original. El nivel de enriquecimiento de K, que refleja el metasomatismo de K y un posible subproducto de sílice amorfa, se puede estimar proyectando cada muestra trazada en el diagrama ternario A-CN-K hacia la posición original supuesta, pre-metasomatizada (CIAcorr). a lo largo de la línea de tendencia de meteorización (línea paralela A-CN)16,46,47,48. El nivel de diagénesis experimentado en cada pocillo se calcula determinando la diferencia entre CIA y CIAcorr para cada muestra utilizando el gráfico A-CN-K. Las muestras de cada pocillo se representaron en un gráfico A-CN-K. Para el pozo Kaybob, se utilizaron datos de XRD para determinar qué muestras deberían incluirse, ya que el gráfico A-CN-K solo se utiliza para analizar la meteorización y el enriquecimiento de K en sedimentos siliciclásticos. Por lo tanto, solo se incluyeron en el análisis las muestras inferior (3304,36–3333,25 m) y superior de Duvernay (3346,15–3359,13 m) y se excluyeron las muestras de Duvernay medio (3333,25–3346,15 m), ya que están compuestas casi en su totalidad por carbonato.

Los espectros de reflectancia infrarroja de onda corta (SWIR; 970–2510 nm) y de onda larga (LWIR; 7400–12,100 nm) de los tres núcleos de Duvernay se recolectaron en la Universidad de Alberta utilizando espectrómetros de imágenes que forman parte de los sistemas comerciales SisuROCK. Las cajas de núcleos, que contienen núcleos de Duvernay en losas marcados con intervalos de muestras puntuales tomadas para geoquímica, se escanearon con una resolución espacial de 0,8 (SWIR) y 0,85 (LWIR) mm/píxel. Predijimos TOC y Al2O3 en imágenes de núcleos utilizando modelos espectrales desarrollados para lutitas como se detalla en Rivard et al.28 Los modelos se basan en atributos espectrales (por ejemplo, características de absorción) relacionados con la mineralogía o TOC. El desarrollo de los modelos involucró cuatro pasos: (1) hacer coincidir los intervalos centrales muestreados para geoquímica y TOC con las imágenes hiperespectrales correspondientes para generar un espectro de reflectancia representativo por intervalo de muestra, (2) análisis de ondas para resaltar las características mineralógicas en los espectros de reflectancia, (3) uso de escalogramas de correlación para seleccionar características espectrales clave predictivas de TOC y geoquímica, y (4) análisis de regresión para generar modelos predictivos. Se calcula un valor de porcentaje de peso previsto (TOC y Al2O3) para cada píxel y los resultados para el núcleo se muestran como imágenes en escala de grises (Fig. 2). También estimamos la abundancia relativa de ópalo-A en las imágenes del núcleo. El SiO2 amorfo se distingue fácilmente del SiO2 cristalino en Duvernay, donde el SiO2 amorfo tiene un pico de reflectancia único cerca de 9000 nm y el SiO2 cristalino tiene un pico de reflectancia doble cerca de 8400 y 9200 nm28. La diferencia en los espectros de reflectancia se debe al estiramiento de Si-O-Si en el cuarzo cristalino en comparación con el cuarzo amorfo30,49. Se diseñó un índice de ópalo A para medir la fuerza relativa de las dos características de SiO2 en los espectros de cada píxel de la imagen y comparar los cambios en la imagen. La fuerza de las características se midió a partir de espectros eliminados del continuo. Específicamente, el índice de ópalo-A se calculó como (CRa-CRb)/(CRa + CRb), donde CRa y CRb son, respectivamente, la emisividad promedio eliminada del continuo de 8312 a 8493 nm y de 9017 a 9206 nm. Para este cálculo se excluyeron los píxeles ricos en carbonatos y arcillas. El valor del índice se calcula para cada píxel y se muestra como una imagen en escala de grises para el núcleo. (Figura 2).

SiEX y δ13C(org) representados frente a la profundidad; Imágenes hiperespectrales LWIR de ópalo-A detectado, Al2O3 y TOC predichos (LWIR; escala de grises). La línea discontinua se refiere al 0% SiEX. Los paneles izquierdo, medio y derecho corresponden a Kabob, Willesden Green y East Shale Basin, respectivamente. Las imágenes en escala de grises tienen valores de línea de imagen mínimos y máximos para el índice de ópalo A, %Al2O3 y %TOC de: 0,0–5,2, 0,0–19,5 (15,2), 0,0–4,2 (4,35) (Kaybob); 0,0–5,4, 0,0–15,2 (15,9), 0,0–5,5 (13,2) (verde Willesden); 0,0–4,3, 0,0–18,3 (11,4), 0,0–4,1 (9,8) (Cuenca este de esquisto).

Todos los valores de óxido, δ13C(org) y TOC para los tres pozos analizados en este estudio se detallan en la Tabla 1.

Valores de SiEX20 que se calcularon utilizando la Ec. (1) se representan en función de la profundidad para mostrar la distribución espacial de SiEX en los tres pozos de Duvernay (Fig. 2). Los valores por debajo de cero indican que todo el SiO2 en la muestra está asociado con Al2O3, que se utiliza aquí como indicador del contenido de esquisto. Las muestras del núcleo de ESB, que contiene muestras de Duvernay, muestran solo SiEX menor, con un valor promedio calculado de -0,45%. Los valores promedio de SiEX en los pozos Kaybob y WG son 12,51% y 6,00%, respectivamente, y los valores promedio para Duvernay en Kaybob y WG son 17,37% y 10,94%, respectivamente, con SiEX ausente en el carbonato medio en el pozo Kaybob. Una muestra del pozo Kaybob muestra el valor más alto de SiEX 50.37% y el valor máximo en el pozo WG es 39.01%. δ13C(org) varía de −29,835 a −25,709‰, −30,057 a −27,099‰ y −30,248 a −25,945‰ en los pozos Kaybob, WG y ESB, respectivamente.

La Figura 2 también muestra imágenes hiperespectrales producidas para el contenido de ópalo A, Al2O3 y TOC. Al2O3 es un sustituto de la arcilla y muestra una correlación negativa general con un nivel elevado de SiEX. Los intervalos de TOC elevado corresponden a un aumento de SiEX en el pozo Kaybob, pero en los otros dos pozos parece haber una correlación mínima entre estos dos componentes.

Las secciones delgadas de los intervalos de SiO2 amorfo enriquecido detectado mediante el análisis hiperespectral contenían evidencia de SiO2 biogénico. El SiO2 se detectó como partículas grandes (~ 30 μm de diámetro; Fig. 3), redondeadas a subredondeadas, esféricas a subesféricas; algunos con proyecciones puntiagudas.

Fotos de sección delgada del pozo Kaybob (04-19-064-22W4). Todas las secciones fueron pulidas, impregnadas con epoxi azul para resaltar la porosidad y medio teñidas con rojo de alizarina para detectar el contenido de calcita y aragonita. (A) Profundidad 3309 m (alto Duvernay), luz polarizada plana, SiO2 (flechas amarillas, hacia abajo) y CaCO3 (flechas verdes, apuntando hacia arriba). (B) Igual que A en luz polarizada cruzada. (C) Profundidad 3309 m (alto Duvernay), luz polarizada plana, SiO2 (flechas amarillas, abajo), CaCO3 (flechas verdes, arriba), posible radiolario (flecha azul, diagonal). (D) Igual que (C) en luz polarizada cruzada.

El análisis de componentes principales (PCA) utilizado para analizar los valores de óxido informados (Fig. 4) y TOC revela que en el pozo Kaybob, el SiO2 se correlaciona con P2O5, TOC y Na2O, en los vectores propios e1 versus e2 (Fig. 4a). Cuando se traza un tercer vector (e3) frente a PC1, el SiO2 se correlaciona con los óxidos indicadores de arcilla (por ejemplo, Al2O3, TiO2, K2O; Fig. 4b). En el gráfico WG e1 versus e2, SiO2 se correlaciona con P2O5 y TOC y los gráficos e1 versus e3 muestran SiO2 más estrechamente asociado con el grupo principal de óxidos asociados a la arcilla (Fig. 4c, d). El SiO2 se asocia consistentemente con indicadores de arcilla en el pozo ESB (Fig. 4e, f).

Análisis PCA de óxidos de la Formación Duvernay en (A,B) Kaybob, (C,D) Willesden Green, (E,F). Cuenca este de esquisto. Las inserciones del gráfico ternario Al-Fe-Mn en (A-C) determinan si la química del elemento infiere una posible fuente hidrotermal (azul) o no hidrotermal (amarillo) (Adachi et al42.).

Los gráficos de Al-Fe-Mn para los pozos Kaybob y WG muestran muestras trazadas fuera del campo correspondientes a una fuente hidrotermal de Si, según lo definido por Adachi et al.42. Nueve muestras de ESB se trazan dentro de este campo y el resto en la misma región que las muestras de WG y Kaybob (Fig. 4).

El nivel de diagénesis (metasomatismo K) experimentado en Duvernay en cada pozo, según lo determinado por CIA-CIAcorr, varía de 9 a 17 para ESB, 14 a 17 para WG, 7 a 12 para el bajo Duvernay en Kaybob y 3 –10 para el alto Duvernay (Fig. 5).

Gráficos A-CN-K (A12O3–CaO* + Na2O–K2O) del pozo Kaybob (A) y datos de XRD versus profundidad (B). El índice de alteración química (CIA) se utiliza para encontrar el nivel de alteración diagenética que han experimentado las muestras44,45,46,47,48. Las muestras se trazan hasta la tendencia de erosión a lo largo de una línea de diagénesis (desde K2O), hasta la tendencia de erosión y hasta el CIA (CIAcorr)46 para corregir el enriquecimiento de K. El CIA-CIAcorr de la muestra determina el nivel de enriquecimiento de K para cada muestra. Los valores más altos de CIA-CIAcorr se indican aquí para cada pozo.

El evento punctata (pE) fue reconocido por primera vez por una gran excursión positiva de δ13C (hasta 4,5 ‰) en la zona de Frasnian punctata (conodont) en Polonia, República Checa y China, pero no pareció correlacionarse con ningún cambio importante en el nivel del mar. o fluctuación climática4. Se estaba produciendo un cambio clave en el entorno terrestre; sin embargo, la proliferación de bosques de progimnospermas aneurofitas y arqueopteridas1 dio como resultado redes de raíces más profundas y complejas y una mayor pedogénesis2,7,8. Esta transición marca un cambio significativo en la interacción entre la litosfera y la hidrosfera. La meteorización pedogénica introdujo niveles más altos de nutrientes de origen terrestre (por ejemplo, P) en el ambiente marino, lo que resultó en una mayor productividad primaria y estratificación del oxígeno8. El entierro de carbono orgánico asociado con la anoxia del agua del fondo combinado con una mayor productividad de la columna de agua superior elevó las proporciones de δ13C50, lo que resultó en varias excursiones positivas observadas desde finales del Devónico hasta el Carbonífero1,8.

En este estudio, se presentan excursiones positivas del isótopo δ13C (org) (2,9–3,7 ‰) cerca de la base de la Formación Duvernay (Fig. 2). El cambio isotópico en la base de Duvernay/Perdrix fue reconocido por primera vez en el WCSB en el subsuelo por Holmden et al.51, y en las Montañas Rocosas en Alberta por Śliwiński et al.9, quienes lo reconocieron como el pE. Śliwiński et al.18 La Fig. 7 revela dos excursiones de δ13C(org), una en la Formación Maligne (equivalente a la Formación del Lago Majeau), que se cree que es un efecto secundario de la dolomitización, y otra en la Formación Perdrix (equivalente a la Formación Duvernay). El cambio positivo en Perdrix es el Evento III del pE y el retorno abrupto a los valores de fondo es el Evento IV (Fig. 6), según la comparación de la estratigrafía de conodontes de Frasnian recientemente actualizada en el WCSB32, y las correlaciones entre numerosas ubicaciones en todo el mundo en Pisarowska et al. al.12 En este estudio, el pozo Kaybob muestra dos cambios, una excursión positiva más grande en la Formación Waterways del Grupo del Lago Beaverhill hasta la Formación del Lago Majeau, y otra en la parte baja de Duvernay. Śliwiński et al.18 también registran este cambio positivo en el intervalo Lago Majeau/Maligne, pero recomiendan cautela en su interpretación, ya que este intervalo contiene estratos dolomitizados. Aunque generalmente no se considera que la dolomitización afecte los datos del isótopo δ13C(org) y esta perturbación positiva está presente en el pozo Kaybob de este estudio en el mismo intervalo, lo que implica que este intervalo podría merecer una mayor investigación, a pesar de su divergencia con el nivel mundial. registros. Los pozos WG, Kaybob y ESB muestran cada uno una excursión de δ13C(org) en el Duvernay inferior, de la cual la excursión positiva base se considera el Evento III, y el retorno a los valores de fondo, el Evento IV12 (Fig. 6). El ligero desplazamiento de estas excursiones no es sorprendente teniendo en cuenta que el momento y el ritmo de la colonización y el desarrollo extensivo de las plantas estarían escalonados en todo el mundo8. La excursión δ13C(org) en el pozo Kaybob, que es el más distal de los tres pozos incluidos en el transecto de la cuenca, tiene la perturbación δ13C(org) más débil del Evento IV (1,5 ‰) y el pozo ESB, que es el más proximal y depositado en una plataforma de carbonato preexistente (Formación Cooking Lake), muestra la perturbación más fuerte (3,7 ‰). Este cambio en la magnitud de los valores de δ13C(org) a lo largo de la cuenca sigue el modelo propuesto por Śliwiński et al.18 que encontró que la magnitud de la excursión de pE δ13C(org) para el Evento III se reduce de la plataforma a la cuenca. Con el Evento IV del pE identificado en cada pozo, los datos de LWIR y SiEX se compararon con los datos de δ13C(org) para determinar si el aumento de productividad previsto (plancton = radiolarios) se correlaciona con el inicio de la expansión forestal, el aumento de la generación de suelo y la entrega de nutrientes. , como lo predijeron Algeo y Scheckler2.

Registros de δ13C(org) de Padberg, Alemania12, Wietrznia, Polonia52, el oeste de Canadá (Plataforma Miette)18 y este estudio de la Formación Duvernay del oeste de Canadá. Estos registros se trazan con la columna bioestratigráfica de Pisarzowska et al.12 (1 = zonación de conodontes revisada en Pisarzowska et al.12 y 2 = Racki y Bultynck53) y Wong et al.31 (1 = Ziegler y Sandberg54 y 2 = Montagne Noire Zona55).

En el núcleo de Kaybob, hay un ligero aumento en SiEX después del mayor desplazamiento de δ13C(org) (3363,04 m; Evento II; Fig. 2), seguido de SiEX elevado y ópalo-A que corresponde a un segundo δ13C(org) más pequeño. turno (3352.00 m; Evento III). Finalmente, hay un aumento significativo y sostenido en SiEX y ópalo-A SiO2 en el alto Kaybob Duvernay (3331,45 m) que no corresponde directamente a un cambio de δ13C (org). En el núcleo de WG, el contenido de SiEX y opal-A SiO2 aumenta cuando δ13C(org) cambia a su valor más positivo (3274,48 m; Evento III) y SiEX y opal-A SiO2 continúan presentes en todo el bajo Duvernary. En el pozo ESB, en una posición más alejada del océano abierto, en la plataforma y detrás de varias grandes plataformas de arrecifes, se produce el mayor de los desplazamientos δ13C(org) del Evento III (2243,22 m) y otro desplazamiento más pequeño hacia arriba en la Secta. (2232,65 m) que corresponde a un aumento de SiEX y ligeramente elevado ópalo-A SiO2. En comparación con los otros dos pozos, el ESB Duvernay contiene un mínimo de SiEX y SiO2 ópalo-A, lo que quizás no sea sorprendente considerando que está ubicado en la plataforma detrás de varios grandes complejos de arrecifes. En cada uno de los tres conjuntos de datos, parece que el SiO2 ópalo-A se correlaciona negativamente con intervalos de aumento de Al2O3, un indicador del aporte de arcilla. Los niveles elevados de SiEX y ópalo-A SiO2 pueden estar relacionados con cambios de δ13C (org) inferidos para señalar cambios en el ciclo global del carbono vinculado al pE; sin embargo, no todos los intervalos de aumento de SiEX y SiO2 ópalo-A se correlacionan con el inicio exacto de estas excursiones. Puede haber otras fuentes de SiO2 ópalo-A en la cuenca, además de los radiolarios relacionados con el pE, por lo que es fundamental interrogar los datos y determinar si también podría haber múltiples fuentes de SiO2 amorfo, especialmente dada la falta de un δ13C. (org) excursión en la parte superior Duvernay del pozo Kaybob, donde hay una cantidad significativa de SiEX identificado por el LWIR como ópalo SiO2.

Las posibles fuentes de SiO2 amorfo en lutitas o lutitas incluyen: (1) una fuente biogénica14,24,38, (2) alteración hidrotermal42 o (3) un subproducto de la diagénesis de la arcilla (por ejemplo, esmectita-illita o illita a moscovita). transiciones)43,56,57.

El análisis PCA (Fig. 4) de los pozos Kaybob y WG muestra que el SiO2 se correlaciona con P2O5 y TOC en e1 frente a e2 (Fig. 4a, c). Valores más altos de contenido de P2O5 indican una mayor paleoproductividad9,14,58,59. Por lo tanto, la asociación de SiO2 con P2O5 y TOC puede sugerir que SiEX en WG y Kaybob proviene principalmente de origen biogénico. Esto está respaldado por Harris et al.38, donde el SiEX en Duvernay se atribuye a una fuente biogénica, ya que los intervalos con un alto exceso de Si (> 5%) se correlacionan con un alto TOC. Na2O también se asoció con SiO2, P2O5 y TOC en este campo. El Na2O generalmente se considera un sustituto de la arcilla, pero los valores de Na2O pueden ser poco confiables debido a la incorporación de fluidos de perforación, por lo que se elimina de nuestra interpretación de todos los gráficos PCA en este estudio41. En el análisis PCA (Fig. 4), e1 vs. e3 en el pozo Kaybob muestra SiO2 asociado con indicadores de arcilla (por ejemplo, TiO2, Al2O3), lo que sugiere que también hay una contribución de SiO2 de los siliciclásticos en este pozo, mientras que el SiO2 en e1 vs. e3 en el pozo WG no está estrechamente agrupado con indicadores de arcilla, pero también está disociado de P2O5 y TOC. Esto puede indicar la presencia de limo eólico en el pozo WG, ya que este tipo de sílice no necesariamente estaría estrechamente correlacionado con los sustitutos de arcilla. Se puede descartar una fuente hidrotermal de Si para los pozos Kaybob y WG basándose en los gráficos de Al-Fe-Mn que revelan que estas muestras se ubican cerca del campo de Al, lo que indica que no están asociadas con una fuente hidrotermal (Fig. 4)42. El análisis petrográfico de secciones delgadas del Kaybob Duvernay, específicamente de los intervalos (3309 m y 3350 m) de SiEX elevado y que las imágenes hiperespectrales muestran que contienen SiO2 ópalo-A, revelan varias partículas redondeadas de SiO2, algunas que muestran encaje o poroso. estructuras que sugieren que son radiolarios (Fig. 3c, d). Todas las fotografías de secciones delgadas que se muestran en la Fig. 3 se tomaron en las regiones teñidas con rojo de alizarina. Las partículas redondas a subredondeadas, esféricas a subesféricas que se muestran en la Fig. 3 (flechas verdes, apuntando hacia arriba) también pueden ser la fuente del SiO2 amorfo que se muestra en las imágenes hiperespectrales (Fig. 2). Schieber14,17 afirma que la identificación de limo de cuarzo en lutitas puede de hecho ser quistes de algas o esporas llenas de SiO2 diagenético, procedente de SiO2 biogénico (radiolarios o esponjas), similar a las partículas de SiO2 redondeadas a subredondeadas de la Fig. 3. En el pozo ESB, todos los análisis PCA muestran que el SiO2 está correlacionado con indicadores de arcilla, lo que sugiere que la mayor parte del SiO2 en el pozo ESB proviene de siliciclásticos. Sin embargo, hay nueve muestras que se ubican cerca del campo de Fe en el gráfico ternario Al-Fe-Mn, que está asociado con sedimentos metalíferos interpretados como precipitados hidrotermales (Fig. 4e) 42. Estos intervalos no se correlacionan con niveles elevados de SiEX (Fig. 2) y, en general, las imágenes de SiEX y LWIR indican que SiEX y ópalo-A en el pozo ESB son menores.

La diagénesis de arcilla funeraria que puede resultar en ópalo-A como subproducto del enriquecimiento con K se evaluó como una fuente potencial de SiO2 en los pozos de Duvernay. Esto se hizo trazando datos de óxido en un diagrama ternario A-CN-K44,45,46,47,48 para determinar hasta qué punto las muestras se han alejado de la línea de meteorización paralela A-CN prevista que predice la pérdida de CaO, Na2O. , y K2O, esperado en la erosión química de sedimentos. La distancia desde esta tendencia de meteorización, hacia el ápice K2O, determina si los sedimentos han experimentado un enriquecimiento significativo de K que está asociado con la reacción esmectita-illita, ilitización o enriquecimiento de K+ (Fig. 5). Es probable que las cuencas marinas que se hunden en entornos de temperatura más baja, de 100 a 120 °C, experimenten K-metasomatismo que puede resultar en transiciones esmectita-illita y precipitación de SiO2 amorfo como subproducto de la reacción43,45,60. De los gráficos A-CN-K es evidente que las muestras de los pozos ESB y WG han experimentado un nivel similar de enriquecimiento de K, con valores de CIA-CIAcorr de hasta 17 (Fig. 5c, d). Las muestras de Kaybob han experimentado el menor enriquecimiento de K, y el Duvernay superior muestra valores CIA-CIAcorr de sólo 3 a 10. Por lo tanto, la menor alteración se experimentó en el Kaybob Duvernay superior, que también muestra los valores más altos de SiEX y SiO2 amorfo (Fig. 2). Si bien no hay manera de determinar definitivamente cuánto SiO2 amorfo puede contribuirse como subproducto de la diagénesis de la arcilla, Abercrombie et al.43 predicen que no se contribuirían volúmenes significativos de SiO2 a través de este proceso. En consecuencia, si bien todas las muestras de los pozos de Duvernay se han enriquecido con K a través de diagénesis de arcilla, lo que puede resultar en alguna contribución de SiO2 amorfo, es probable que la fuente primaria sea biogénica para Kaybob amorfo y WG SiO2 en particular, según la asociación de SiO2 con P2O5 y TOC en el análisis de PCA (Fig. 4).

En estudios anteriores del pE, como muchos otros cambios importantes en el clima y el ciclo del carbono, se utilizan excursiones de δ13C(org) o δ13C(carb) para señalar el inicio de un evento determinado (por ejemplo, grandes erupciones en provincias ígneas). Durante estos cambios, se esperan ciertas señales geoquímicas asociadas en el registro de rocas que utilizamos como indicador para comprender los eventos causales que llevaron a cambios en la atmósfera, la biosfera o la hidrosfera. Pisarowska et al.12 revisan las posibles causas de la excursión de pE y señalan que la superficie de inundación IIc61 corresponde al inicio de la pE en varios de los lugares en los que se reconoce y a un intercambio de agua intensificado entre los mares epeíricos o el océano abierto junto con los cambios en el medio terrestre son la causa más probable. El impacto de Álamo en el sur de Nevada62 y posibles erupciones volcánicas63,64 también se han citado como posibles explicaciones para la excursión, pero Pisarowska et al.12 señalan que el inicio de estos eventos no corresponde al inicio de la pE y la erupción volcánica importante. Sería más probable que resultara en una excursión negativa, como se observa en el intervalo de extinción Pérmico-Triásico. En el WCSB, la formación de arrecifes continúa durante este intervalo, lo que implica que esta vida marina persiste durante este intervalo en este lugar.

Considerando y atribuyendo la causa del pE parcialmente al desarrollo de redes de raíces más profundas y horizontes de suelo más gruesos durante el Devónico medio a tardío, es probable que la descarga fluvial que transporta mayores concentraciones de P8 liberado aumente junto con la biomasa planctónica. Con el aumento de la productividad y el afloramiento predichos mediante modelos y el uso de sustitutos2,9, se puede esperar un aumento en el SiO2 biogénico que refleje la presencia de pruebas de radiolarios de ópalo-A al inicio de la pE. Los tres pozos, incluso el pozo ESB, muestran aumentos en ópalo-A en o poco después del inicio del Evento pE III y, según el análisis de PCA, Al-Fe-Mn y A-CN-K presentado aquí, la fuente es probable biogénico. Sin embargo, el ópalo-A concentrado y el TOC presentes en el Kaybob superior Duvernay, que tiene el grado general más bajo de enriquecimiento de K y no hay evidencia de influencia hidrotermal, no corresponde a una excursión de δ13C(org), a pesar de satisfacer los criterios normalmente utilizados para explicar los cambios positivos de δ13C. Los aumentos significativos en SiO2 y TOC biogénicos se han atribuido a surgencias durante un aumento de segundo orden del nivel del mar, no relacionado con el pE38. Sin embargo, no se observan mayores concentraciones de Si biogénico y TOC en el pozo WG. La distribución de ópalo-A en el pozo Kaybob concuerda con los modelos establecidos de deposición de Duvernay mediante los cuales el material derivado del continente se deposita en clinoformas este-oeste34. En el WG Duvernay basal hay un ligero aumento de Si biogénico junto con arcilla erosionada y posibles limos de cuarzo (WG PCA e1 vs. e3). Con clinoformas que se adelgazan hacia el oeste, el pozo Kaybob, que está más cerca del océano abierto, es más favorable para la deposición mediante suspensión, favoreciendo la preservación del material esquelético silíceo. En general, el pozo Kaybob contiene menos arcilla y más SiO2 ópalo-A que el pozo ESB. El enigma ilustrado en este estudio es que las excursiones de δ13C(org) que señalan el pE no necesariamente corresponden al intervalo geoquímico y mineralógicamente más distinto que parecería ajustarse a la respuesta predicha de mayor productividad y preservación de la materia orgánica (por ejemplo, alta concentración de Si biogénico y TOC en el alto Duvernay en Kaybob). La respuesta esperada de mayor productividad y materia orgánica preservada puede diluirse en el Duvernay basal en el pE debido al aumento acompañante de sedimentos de origen terrestre asociados con redes de raíces más profundas desarrolladas durante el pE. En otros estudios del Evento punctata8 y de intervalos de otros eventos climáticos significativos o posibles brechas de biodiversidad (por ejemplo, Evento Cámbrico SPICE64; Paleoceno-Eoceno65), se han identificado compensaciones entre los principales cambios climáticos señalados por δ13C y la respuesta registrada en los estratos sedimentarios. Una cosa es segura: se deben utilizar muchos métodos diferentes de investigación al interpretar las excursiones de δ13C y el inicio de cambios climáticos significativos, frente a los cambios (por ejemplo, aumento de la productividad) que se registran en el registro de rocas. Los vínculos entre estos todavía no se comprenden bien. Como se observó en este estudio y en Śliwiński et al.18, la magnitud de las excursiones de δ13C también varía, dependiendo de la posición en la cuenca. Los efectos de cambios importantes en los registros de δ13C (por ejemplo, cambios en la productividad, aumento del COT, etc.) también son variables en las cuencas oceánicas y su posición en el registro sedimentario. Dada la importancia de los cambios en la meteorización, la productividad y el ciclo biogeoquímico del Si en torno a los principales cambios climáticos y extinciones, la separación del SiO2 amorfo versus cristalino es fundamental para futuros estudios de estos eventos16,27. El uso de LWIR en este estudio es el primer intento de mapear SiO2 amorfo y probablemente biogénico en una cuenca antigua. Estudios adicionales que utilicen esta técnica pueden ayudarnos a comprender el ciclo biogeoquímico de la sílice y detectar cambios significativos en este ciclo a lo largo del tiempo geológico. Los métodos actuales para diferenciar polimorfos de SiO2 tienen muchas limitaciones27. La colonización vegetal temprana de paisajes en el Devónico medio a tardío aumentó la entrega de P al ambiente marino, probablemente aumentando la productividad en la columna de agua superior y la anoxia localizada del agua del fondo, pero se desconoce con una eventual estabilización de la liberación de P a medida que la vegetación se establece. si estos cambios causan cambios sostenidos en el medio ambiente marino en toda la cuenca8. Mapear los intervalos de mayor productividad (SiO2 biogénico) a escala de cuenca ayudará a comprender las teleconexiones terrestres-marinas durante períodos de cambios climáticos significativos.

Este estudio examina la distribución de SiO2 amorfo en la Formación Duvernay en tres pozos a lo largo de un transecto de cuenca para determinar si un aumento en la productividad (por ejemplo, radiolarios) está asociado con la aparición de redes de raíces más profundas y horizontes de suelo más gruesos que contribuyen a los nutrientes de origen terrestre en los océanos durante el Evento punctata (pE). Investigaciones anteriores de registros modernos y antiguos de intervalos de SiO2 amorfo que pueden atribuirse a fuentes biogénicas se han basado en indicadores geoquímicos o alícuotas separadas que no han capturado todo el SiO227 amorfo. Las imágenes hiperespectrales LWIR nos permiten detectar ópalo-A SiO2 en una macroescala, como un conjunto de datos continuo, utilizando un instrumento no destructivo. Esta capacidad de detectar rápida y eficientemente intervalos de ópalo-A SiO2 significa que podemos comenzar a mapear estos intervalos a escala de cuenca para mejorar la reconstrucción paleogeográfica y mapear la circulación oceánica pasada. Se determinó que el SiO2 de ópalo-A identificado mediante imágenes LWIR tiene dos fuentes: 1) un subproducto de la diagénesis de la arcilla identificado mediante un gráfico A-CN-K, y 2) sílice biogénica, que es la fuente principal de SiO2 en dos de los tres pozos. En el caso de Duvernay en la cuenca sedimentaria del oeste de Canadá, el efecto de la pE resultó en una mayor paleoproductividad en dos áreas de deposición de Duvernay hacia la cuenca de una gran barrera de coral. La tercera área representada por el pozo ESB, que está ubicado en la plataforma de carbonato y detrás de varios arrecifes de barrera alargados grandes, muestra solo SiO2 amorfo menor. Si bien el gráfico A-CN-K sugiere que puede haber habido una contribución menor de SiEX u ópalo-A SiO2 de la diagénesis de la arcilla, el aumento hacia la cuenca en SiEX y ópalo-A SiO2, la correlación de SiO2 con P2O5, TOC y δ13C( org) el cambio asociado con el pE y la detección de posibles pruebas de radiolarios o quistes de algas llenos de SiO2 apuntan a una fuente de SiO2 predominantemente biogénica en Duvernay. Este hallazgo respalda las teorías de que los océanos experimentaron un aumento en la productividad a medida que los bosques del mundo se expandieron y desarrollaron redes de raíces más profundas que aumentaron la génesis del suelo y la entrega de nutrientes de origen terrestre al ámbito marino. Sin embargo, la concentración más alta de SiEX, ópalo biogénico SiO2 y TOC se encuentra en la parte superior de Duvernay del pozo más distal y no corresponde a una excursión de δ13C (org). Este estudio demuestra la necesidad de realizar más estudios que examinen la correlación de las excursiones y reacciones de δ13C registradas en el registro sedimentario y la necesidad de diferenciar el SiO2 amorfo del cristalino para que podamos comprender mejor el ciclo global de la sílice a través de teleconexiones terrestres-marinas.

Los conjuntos de datos utilizados y/o analizados durante el estudio actual están disponibles del autor correspondiente previa solicitud razonable.

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Los autores desean expresar su agradecimiento al Centro de Investigación Central del Regulador de Energía de Alberta y a John Pawlowicz y Dean Rokosh por su ayuda en la recopilación de datos. También se agradece a la Universidad MacEwan por su apoyo a este trabajo a través de una subvención para el proyecto. El trabajo también ha sido apoyado por el Programa de Becas Discovery del Consejo de Investigación de Ingeniería y Ciencias Naturales de Canadá (Subvenciones Nos. RGPIN-2021-02785, RGPIN-2020-1506) a través de subvenciones otorgadas a los Dres. Hilary Corlett y Benoît Rivard. Los autores también desean agradecer a dos revisores anónimos y al miembro del consejo editorial, el Dr. Di Yang, quienes ofrecieron sugerencias cuidadosamente consideradas que se incorporaron a este manuscrito, mejorando así la calidad general del estudio.

Departamento de Ciencias de la Tierra, Memorial University of Newfoundland and Labrador, St. John's, NL, A1B 3X5, Canadá

H. Corlett

Departamento de Ciencias de la Tierra y Atmosféricas, Universidad de Alberta, Edificio de Ciencias de la Tierra 1-26, Edmonton, AB, T6G 2E3, Canadá

J. Feng y B. Rivard

Servicio Geológico de Alberta, Regulador de Energía de Alberta, Oficina Regional de Edmonton 402, Edificio Twin Atria, 4999 - 98 Avenue, Edmonton, AB, T6B 2X3, Canadá

T. jugador

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El autor correspondiente fue responsable de la conceptualización, la metodología, la recopilación y el análisis de datos y la redacción del borrador original. Los autores BR y JF fueron responsables de la metodología, la recopilación de datos, el análisis y la validación, y de redactar el borrador original. El autor TP fue responsable de la recopilación de datos y la revisión del borrador original.

Correspondencia a H. Corlett.

Los autores declaran no tener conflictos de intereses.

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Corlett, H., Feng, J., Playter, T. et al. Mapeo de SiO2 amorfo en lutitas del Devónico y el posible vínculo con la productividad marina durante la incipiente diversificación forestal. Informe científico 13, 1516 (2023). https://doi.org/10.1038/s41598-023-28542-y

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Recibido: 29 de julio de 2022

Aceptado: 19 de enero de 2023

Publicado: 27 de enero de 2023

DOI: https://doi.org/10.1038/s41598-023-28542-y

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