Ciclos biogeoquímicos marinhos - Marine biogeochemical cycles
Os ciclos biogeoquímicos marinhos são ciclos biogeoquímicos que ocorrem em ambientes marinhos , ou seja, na água salgada dos mares ou oceanos ou na água salobra dos estuários costeiros . Esses ciclos biogeoquímicos são as vias pelas quais as substâncias químicas e os elementos se movem no ambiente marinho. Além disso, as substâncias e os elementos podem ser importados ou exportados do meio marinho. Essas importações e exportações podem ocorrer como trocas com a atmosfera acima, o fundo do oceano abaixo ou como escoamento da terra.
Existem ciclos biogeoquímicos para os elementos cálcio , carbono , hidrogênio , mercúrio , nitrogênio , oxigênio , fósforo , selênio e enxofre ; ciclos moleculares para água e sílica ; ciclos macroscópicos, como o ciclo das rochas ; bem como ciclos induzidos por humanos para compostos sintéticos, como bifenil policlorado (PCB). Em alguns ciclos, existem reservatórios onde uma substância pode ser armazenada por um longo tempo. O ciclo desses elementos está interligado.
Os organismos marinhos , e particularmente os microrganismos marinhos, são cruciais para o funcionamento de muitos desses ciclos. As forças que impulsionam os ciclos biogeoquímicos incluem processos metabólicos dentro dos organismos, processos geológicos envolvendo o manto terrestre, bem como reações químicas entre as próprias substâncias, por isso são chamados de ciclos biogeoquímicos. Embora as substâncias químicas possam ser decompostas e decompostas, os próprios elementos químicos não podem ser criados nem destruídos por essas forças, portanto, além de algumas perdas e ganhos do espaço sideral, os elementos são reciclados ou armazenados (sequestrados) em algum lugar do planeta ou dentro dele .
Visão geral
A energia flui direcionalmente através dos ecossistemas, entrando como luz solar (ou moléculas inorgânicas para quimioautótrofos) e saindo como calor durante as muitas transferências entre níveis tróficos. No entanto, a matéria que constitui os organismos vivos é conservada e reciclada. Os seis elementos mais comuns associados a moléculas orgânicas - carbono, nitrogênio, hidrogênio, oxigênio, fósforo e enxofre - assumem uma variedade de formas químicas e podem existir por longos períodos na atmosfera, na terra, na água ou abaixo da superfície da Terra . Processos geológicos, como intemperismo, erosão, drenagem de água e subducção das placas continentais, todos desempenham um papel nesta reciclagem de materiais. Como a geologia e a química têm papéis importantes no estudo desse processo, a reciclagem da matéria inorgânica entre os organismos vivos e seu ambiente é chamada de ciclo biogeoquímico.
Os seis elementos acima mencionados são usados pelos organismos de várias maneiras. O hidrogênio e o oxigênio são encontrados na água e nas moléculas orgânicas, ambas essenciais à vida. O carbono é encontrado em todas as moléculas orgânicas, enquanto o nitrogênio é um componente importante dos ácidos nucléicos e proteínas. O fósforo é usado para fazer ácidos nucléicos e os fosfolipídios que compõem as membranas biológicas. O enxofre é fundamental para a forma tridimensional das proteínas. O ciclo desses elementos está interligado. Por exemplo, o movimento da água é crítico para a lixiviação de enxofre e fósforo para os rios, que podem então fluir para os oceanos. Os minerais circulam pela biosfera entre os componentes bióticos e abióticos e de um organismo para outro.
O ciclo da água
A água é o meio dos oceanos, o meio que transporta todas as substâncias e elementos envolvidos nos ciclos biogeoquímicos marinhos. Como a água encontrada na natureza quase sempre inclui substâncias dissolvidas, a água tem sido descrita como o "solvente universal" por sua capacidade de dissolver tantas substâncias. Essa capacidade permite que seja o " solvente da vida". A água também é a única substância comum que existe como sólido , líquido e gasoso em condições terrestres normais. Como a água líquida flui, as águas do oceano circulam e fluem em correntes ao redor do mundo. Como a água muda facilmente de fase, ela pode ser carregada para a atmosfera como vapor d'água ou congelada como um iceberg. Ele pode então precipitar ou derreter para se tornar água líquida novamente. Toda a vida marinha está imersa na água, a matriz e o útero da própria vida. A água pode ser decomposta em seu hidrogênio e oxigênio constituintes por processos metabólicos ou abióticos e, posteriormente, recombinada para se tornar água novamente.
Embora o ciclo da água seja em si um ciclo biogeoquímico , o fluxo da água sobre e abaixo da Terra é um componente-chave do ciclo de outros biogeoquímicos. O escoamento é responsável por quase todo o transporte de sedimentos erodidos e fósforo da terra para corpos d'água . A eutrofização cultural dos lagos se deve principalmente ao fósforo, aplicado em excesso aos campos agrícolas como fertilizantes e, em seguida, transportado por via terrestre e rio abaixo. Tanto o escoamento quanto o fluxo de água subterrânea desempenham papéis significativos no transporte de nitrogênio da terra para os corpos d'água. A zona morta na saída do rio Mississippi é uma consequência dos nitratos dos fertilizantes sendo carregados de campos agrícolas e canalizados pelo sistema do rio para o Golfo do México . O escoamento também desempenha um papel no ciclo do carbono , novamente por meio do transporte de rocha e solo erodidos.
Salinidade do oceano
A salinidade do oceano é derivada principalmente do intemperismo das rochas e do transporte de sais dissolvidos da terra, com menor contribuição das fontes hidrotermais no fundo do mar. A evaporação da água do oceano e a formação de gelo marinho aumentam ainda mais a salinidade do oceano. No entanto, esses processos que aumentam a salinidade são continuamente contrabalançados por processos que diminuem a salinidade, como a entrada contínua de água doce dos rios, a precipitação da chuva e da neve e o derretimento do gelo. Os dois íons mais prevalentes na água do mar são cloreto e sódio. Juntos, eles constituem cerca de 85% de todos os íons dissolvidos no oceano. Os íons magnésio e sulfato constituem a maior parte do restante. A salinidade varia com a temperatura, evaporação e precipitação. Geralmente é baixo no equador e nos pólos, e alto nas latitudes médias.
Diferenças verticais na salinidade do mar entre a superfície e uma profundidade de 300 metros. A salinidade aumenta com a profundidade nas regiões vermelhas e diminui nas regiões azuis.
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Salinidade média anual da superfície do mar, medida em 2009 em unidades práticas de salinidade
Pulverizador de mar
Um fluxo de microrganismos aerotransportados circunda o planeta acima dos sistemas meteorológicos, mas abaixo das rotas aéreas comerciais. Alguns microrganismos peripatéticos são varridos das tempestades de poeira terrestre, mas a maioria se origina de microrganismos marinhos na água do mar . Em 2018, os cientistas relataram que centenas de milhões de vírus e dezenas de milhões de bactérias são depositados diariamente em cada metro quadrado ao redor do planeta. Este é mais um exemplo de água que facilita o transporte de matéria orgânica por grandes distâncias, neste caso na forma de microrganismos vivos.
O sal dissolvido não evapora de volta para a atmosfera como a água, mas forma aerossóis de sal marinho na água do mar . Muitos processos físicos na superfície do oceano geram aerossóis de sal marinho. Uma causa comum é o estouro de bolhas de ar , que são arrastadas pelo estresse do vento durante a formação da espuma branca . Outra é o arrancamento de gotas do topo das ondas. O fluxo total de sal marinho do oceano para a atmosfera é de cerca de 3300 Tg (3,3 bilhões de toneladas) por ano.
Circulação oceânica
A radiação solar afeta os oceanos: a água quente do Equador tende a circular em direção aos pólos , enquanto a água polar fria segue em direção ao Equador. As correntes de superfície são inicialmente ditadas pelas condições do vento de superfície. Os ventos alísios sopram para oeste nos trópicos e os ventos de oeste sopram para leste nas latitudes médias. Este padrão de vento aplica uma tensão à superfície subtropical do oceano com ondulação negativa em todo o hemisfério norte e o inverso em todo o hemisfério sul . O transporte Sverdrup resultante é em direção ao equador. Por causa da conservação da vorticidade potencial causada pelos ventos que se movem em direção aos pólos na periferia oeste da cordilheira subtropical e o aumento da vorticidade relativa da água em movimento nos pólos, o transporte é equilibrado por uma corrente estreita e acelerada em direção aos pólos, que flui ao longo da fronteira oeste do bacia do oceano, superando os efeitos do atrito com a corrente fria de fronteira oeste que se origina em altas latitudes. O processo geral, conhecido como intensificação ocidental , faz com que as correntes na fronteira oeste de uma bacia oceânica sejam mais fortes do que aquelas na fronteira leste.
À medida que viaja em direção aos pólos, a água quente transportada por uma forte corrente de água quente sofre resfriamento evaporativo. O resfriamento é impulsionado pelo vento: o vento que se move sobre a água resfria a água e também causa a evaporação , deixando uma salmoura mais salgada. Nesse processo, a água fica mais salgada e densa. e diminui a temperatura. Uma vez que o gelo marinho se forma, os sais são deixados de fora do gelo, um processo conhecido como exclusão de salmoura. Esses dois processos produzem água mais densa e mais fria. A água através do oceano Atlântico norte torna-se tão densa que começa a afundar em águas menos salgadas e menos densas. Esta corrente descendente de água pesada, fria e densa torna-se parte das Águas Profundas do Atlântico Norte , um riacho que se dirige para o sul.
Os ventos impulsionam as correntes oceânicas nos 100 metros superiores da superfície do oceano. No entanto, as correntes oceânicas também fluem milhares de metros abaixo da superfície. Essas correntes oceânicas profundas são impulsionadas por diferenças na densidade da água, que é controlada pela temperatura (termo) e salinidade (haline). Este processo é conhecido como circulação termohalina. Nas regiões polares da Terra, a água do oceano fica muito fria, formando gelo marinho. Como consequência, a água do mar circundante fica mais salgada, porque quando o gelo marinho se forma, o sal é deixado para trás. À medida que a água do mar fica mais salgada, sua densidade aumenta e ela começa a afundar. A água da superfície é puxada para substituir a água que afunda, que por sua vez se torna fria e salgada o suficiente para afundar. Isso inicia as correntes do oceano profundo que conduzem a correia transportadora global.
A circulação termohalina impulsiona um sistema de correntes em escala global chamado de "correia transportadora global". A correia transportadora começa na superfície do oceano perto do pólo no Atlântico Norte. Aqui, a água é resfriada pelas temperaturas árticas. Ele também fica mais salgado porque, quando o gelo marinho se forma, o sal não congela e é deixado para trás na água circundante. A água fria agora é mais densa, devido aos sais adicionados, e afunda em direção ao fundo do oceano. A água da superfície se move para substituir a água que afunda, criando assim uma corrente. Essas águas profundas se movem para o sul, entre os continentes, passando o equador e descendo até os confins da África e da América do Sul. A corrente percorre a orla da Antártica, onde a água esfria e afunda novamente, como acontece no Atlântico Norte. Assim, a correia transportadora é "recarregada". Conforme ele se move ao redor da Antártica, duas seções se separam do transportador e se voltam para o norte. Uma seção se move para o Oceano Índico, a outra para o Oceano Pacífico. Essas duas seções que se separam se aquecem e se tornam menos densas à medida que viajam para o norte em direção ao equador, de modo que sobem à superfície (ressurgência). Eles então retornam para o sul e oeste para o Atlântico Sul, eventualmente retornando ao Atlântico Norte, onde o ciclo começa novamente. A correia transportadora se move a velocidades muito mais lentas (alguns centímetros por segundo) do que as correntes de maré ou vento (dezenas a centenas de centímetros por segundo). Estima-se que qualquer metro cúbico de água leve cerca de 1.000 anos para completar a jornada ao longo da correia transportadora global. Além disso, o transportador movimenta um volume imenso de água - mais de 100 vezes a vazão do rio Amazonas (Ross, 1995). A correia transportadora também é um componente vital dos ciclos globais de nutrientes e dióxido de carbono do oceano. As águas superficiais quentes são esgotadas de nutrientes e dióxido de carbono, mas são novamente enriquecidas à medida que viajam através da correia transportadora como camadas profundas ou inferiores. A base da cadeia alimentar mundial depende das águas frias e ricas em nutrientes que suportam o crescimento de algas e algas marinhas.
| Tempos médios de residência do reservatório | |
|---|---|
| Reservatório | Tempo médio de residência |
| Antártica | 20.000 anos |
| Oceanos | 3.200 anos |
| Geleiras | 20 a 100 anos |
| Cobertura de neve sazonal | 2 a 6 meses |
| Umidade do solo | 1 a 2 meses |
| Água subterrânea: rasa | 100 a 200 anos |
| Água subterrânea: profunda | 10.000 anos |
| Lagos (veja o tempo de retenção do lago ) | 50 a 100 anos |
| Rios | 2 a 6 meses |
| Atmosfera | 9 dias |
O tempo médio global de residência de uma molécula de água no oceano é de cerca de 3.200 anos. Em comparação, o tempo médio de residência na atmosfera é de cerca de 9 dias. Se for congelado na Antártica ou puxado para águas subterrâneas profundas, pode ser sequestrado por dez mil anos.
Ciclismo de elementos-chave
| Alguns elementos-chave envolvidos nos ciclos biogeoquímicos marinhos | ||
|---|---|---|
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Elemento
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Diagrama | Descrição |
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Carbono
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O ciclo do carbono marinho envolve processos que trocam carbono entre vários reservatórios dentro do oceano, bem como entre a atmosfera, o interior da Terra e o fundo do mar . O ciclo do carbono é o resultado de muitas forças interagindo em múltiplas escalas de tempo e espaço que circulam o carbono ao redor do planeta, garantindo que o carbono esteja disponível globalmente. O ciclo do carbono marinho é central para o ciclo global do carbono e contém carbono inorgânico (carbono não associado a uma coisa viva, como o dióxido de carbono) e carbono orgânico (carbono que é, ou foi, incorporado a uma coisa viva). Parte do ciclo do carbono marinho transforma o carbono entre matéria viva e não viva. Três processos principais (ou bombas) que constituem o ciclo do carbono marinho trazem o dióxido de carbono atmosférico (CO 2 ) para o interior do oceano e o distribuem pelos oceanos. Essas três bombas são: (1) a bomba de solubilidade, (2) a bomba de carbonato e (3) a bomba biológica. O reservatório ativo total de carbono na superfície da Terra por menos de 10.000 anos é de aproximadamente 40.000 gigatoneladas C (Gt C, um gigatonelada é um bilhão de toneladas, ou o peso de aproximadamente 6 milhões de baleias azuis ), e cerca de 95% (~ 38.000 Gt C) é armazenado no oceano, principalmente como carbono inorgânico dissolvido. A especiação do carbono inorgânico dissolvido no ciclo do carbono marinho é um controlador primário da química ácido-base nos oceanos. |
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Oxigênio
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O ciclo do oxigênio envolve transições biogeoquímicas de átomos de oxigênio entre diferentes estados de oxidação em íons , óxidos e moléculas por meio de reações redox dentro e entre as esferas / reservatórios do planeta Terra. A palavra oxigênio na literatura normalmente se refere ao oxigênio molecular (O 2 ), uma vez que é o produto ou reagente comum de muitas reações redox biogeoquímicas dentro do ciclo. Os processos dentro do ciclo do oxigênio são considerados biológicos ou geológicos e são avaliados como fonte ( produção de O 2 ) ou sumidouro ( consumo de O 2 ). |
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Hidrogênio
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O ciclo do hidrogênio consiste em trocas de hidrogênio entre fontes bióticas (vivas) e abióticas (não vivas) e sumidouros de compostos que contêm hidrogênio. O hidrogênio (H) é o elemento mais abundante do universo. Na Terra, as moléculas inorgânicas contendo H comuns incluem água (H 2 O), gás hidrogênio (H 2 ), metano (CH 4 ), sulfeto de hidrogênio (H 2 S) e amônia (NH 3 ). Muitos compostos orgânicos também contêm átomos de H, como hidrocarbonetos e matéria orgânica . Dada a onipresença dos átomos de hidrogênio em compostos químicos orgânicos e inorgânicos, o ciclo do hidrogênio concentra-se no hidrogênio molecular (H 2 ). |
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Azoto
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O ciclo do nitrogênio é o processo pelo qual o nitrogênio é convertido em múltiplas formas químicas à medida que circula entre os ecossistemas atmosférico , terrestre e marinho . A conversão do nitrogênio pode ser realizada por meio de processos biológicos e físicos. Processos importantes no ciclo do nitrogênio incluem fixação , amonificação , nitrificação e desnitrificação . 78% da atmosfera da Terra é nitrogênio molecular (N 2 ), tornando-se a maior fonte de nitrogênio. No entanto, o nitrogênio atmosférico tem disponibilidade limitada para uso biológico, levando a uma escassez de nitrogênio utilizável em muitos tipos de ecossistemas . O ciclo do nitrogênio é de particular interesse para os ecologistas porque a disponibilidade do nitrogênio pode afetar a taxa dos principais processos do ecossistema, incluindo a produção primária e a decomposição . As atividades humanas, como a combustão de combustível fóssil, o uso de fertilizantes de nitrogênio artificiais e a liberação de nitrogênio em águas residuais, alteraram dramaticamente o ciclo global do nitrogênio . A modificação humana do ciclo global do nitrogênio pode afetar negativamente o sistema ambiental natural e também a saúde humana. |
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Fósforo
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O ciclo do fósforo é o movimento do fósforo através da litosfera , hidrosfera e biosfera . Ao contrário de muitos outros ciclos biogeoquímicos, a atmosfera não desempenha um papel significativo no movimento do fósforo, porque o fósforo e os compostos à base de fósforo são geralmente sólidos nas faixas típicas de temperatura e pressão encontradas na Terra. A produção de gás fosfina ocorre apenas em condições locais especializadas. Portanto, o ciclo do fósforo deve ser visto de todo o sistema terrestre e, em seguida, focado especificamente no ciclo nos sistemas terrestre e aquático. Localmente, as transformações do fósforo são químicas, biológicas e microbiológicas: as principais transferências de longo prazo no ciclo global, no entanto, são impulsionadas por movimentos tectônicos no tempo geológico . Os seres humanos causaram grandes mudanças no ciclo global do fósforo por meio do transporte de minerais de fósforo e do uso de fertilizantes de fósforo , e também do transporte de alimentos das fazendas para as cidades, onde são perdidos como efluentes. |
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Enxofre
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O ciclo do enxofre é a coleção de processos pelos quais o enxofre se move entre rochas, cursos de água e sistemas vivos. Esses ciclos biogeoquímicos são importantes em geologia porque afetam muitos minerais. Os ciclos bioquímicos também são importantes para a vida porque o enxofre é um elemento essencial , sendo um constituinte de muitas proteínas e cofatores , e os compostos de enxofre podem ser usados como oxidantes ou redutores na respiração microbiana. O ciclo global do enxofre envolve as transformações das espécies de enxofre por meio de diferentes estados de oxidação, que desempenham um papel importante nos processos geológicos e biológicos. O principal sumidouro de enxofre da Terra são os oceanos SO 4 2− , onde é o principal agente oxidante . |
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Ferro
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O ciclo do ferro (Fe) é o ciclo biogeoquímico do ferro através da atmosfera , hidrosfera , biosfera e litosfera . Embora o Fe seja altamente abundante na crosta terrestre, é menos comum nas águas superficiais oxigenadas. O ferro é um micronutriente chave na produtividade primária e um nutriente limitante no oceano Meridional, no Pacífico equatorial oriental e no Pacífico subártico, conhecido como regiões do oceano com alto teor de nutrientes e baixa clorofila (HNLC) . O ferro existe em uma variedade de estados de oxidação de -2 a +7; no entanto, na Terra está predominantemente em seu estado redox +2 ou +3 e é um metal ativo redox primário na Terra. O ciclo do ferro entre seus estados de oxidação +2 e +3 é conhecido como ciclo do ferro. Este processo pode ser totalmente abiótico ou facilitado por microorganismos , especialmente bactérias oxidantes de ferro . Os processos abióticos incluem a ferrugem de metais portadores de ferro, onde o Fe 2+ é abioticamente oxidado a Fe 3+ na presença de oxigênio, e a redução de Fe 3+ a Fe 2+ por minerais de sulfeto de ferro. A ciclagem biológica do Fe 2+ é feita pela oxidação e redução de micróbios do ferro. |
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Cálcio
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O ciclo do cálcio é uma transferência de cálcio entre as fases dissolvida e sólida . Há um suprimento contínuo de íons de cálcio para os cursos d' água a partir de rochas , organismos e solos . Os íons de cálcio são consumidos e removidos de ambientes aquosos à medida que reagem para formar estruturas insolúveis, como carbonato de cálcio e silicato de cálcio, que podem se depositar para formar sedimentos ou exoesqueletos de organismos. Os íons de cálcio também podem ser utilizados biologicamente , pois o cálcio é essencial para funções biológicas, como a produção de ossos e dentes ou a função celular. O ciclo do cálcio é um fio condutor entre os processos terrestres, marinhos, geológicos e biológicos. O ciclo do cálcio marinho é afetado pela mudança do dióxido de carbono atmosférico devido à acidificação dos oceanos . |
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Silício
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O ciclo da sílica envolve o transporte de sílica entre os sistemas da Terra. A sílica opala (SiO 2 ), também chamada de dióxido de silício , é um composto químico do silício . O silício é um elemento bioessencial e um dos elementos mais abundantes na Terra. O ciclo da sílica tem uma sobreposição significativa com o ciclo do carbono (ver o ciclo carbonato-silicato ) e desempenha um papel importante no sequestro de carbono por meio do intemperismo continental , exportação biogênica e soterramento como lodo em escalas de tempo geológicas. |
Modelos de caixa
Os modelos de caixa são amplamente usados para modelar sistemas biogeoquímicos. Os modelos de caixa são versões simplificadas de sistemas complexos, reduzindo-os a caixas (ou reservatórios de armazenamento ) para materiais químicos, ligados por fluxos de materiais (fluxos). Os modelos de caixa simples possuem um pequeno número de caixas com propriedades, como volume, que não mudam com o tempo. Presume-se que as caixas se comportam como se fossem misturadas homogeneamente. Esses modelos são freqüentemente usados para derivar fórmulas analíticas que descrevem a dinâmica e a abundância em estado estacionário das espécies químicas envolvidas.
O diagrama à direita mostra um modelo básico de uma caixa. O reservatório contém a quantidade de material M em consideração, conforme definido por propriedades químicas, físicas ou biológicas. A fonte Q é o fluxo de material para o reservatório e o sumidouro S é o fluxo de material para fora do reservatório. O orçamento é a verificação e o equilíbrio das fontes e sumidouros que afetam o giro do material em um reservatório. O reservatório está em regime permanente se Q = S , ou seja, se as fontes equilibram os sumidouros e não há mudança ao longo do tempo.
Modelos de caixa biogeoquímica global geralmente medem:
- massas de reservatório em petagramas (Pg)
- fluxos de fluxo em petagramas por ano (Pg ano -1 ) Os
diagramas neste artigo usam principalmente essas unidades
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um petagrama = 10 15 gramas = um gigatonelada = um bilhão ( 10 9 ) toneladas
O tempo de rotação (também chamado de tempo de renovação ou idade de saída) é o tempo médio que o material passa residente no reservatório. Se o reservatório estiver em um estado estacionário, este é o mesmo tempo que leva para encher ou drenar o reservatório. Assim, se τ é o tempo de giro, então τ = M / S. A equação que descreve a taxa de mudança de conteúdo em um reservatório é
Quando dois ou mais reservatórios estão conectados, o material pode ser considerado como circulando entre os reservatórios e pode haver padrões previsíveis para o fluxo cíclico. Modelos multibox mais complexos geralmente são resolvidos usando técnicas numéricas.
exemplo de um modelo mais complexo com muitas caixas interagindo
O diagrama acima mostra um orçamento simplificado dos fluxos de carbono oceânicos. É composto por três modelos de caixa simples interconectados, um para a zona eufótica , um para o interior do oceano ou oceano escuro e um para os sedimentos oceânicos . Na zona eufótica, a produção líquida de fitoplâncton é de cerca de 50 Pg C a cada ano. Cerca de 10 Pg são exportados para o interior do oceano enquanto os outros 40 Pg são respirados. A degradação do carbono orgânico ocorre à medida que as partículas ( neve marinha ) se acomodam no interior do oceano. Apenas 2 Pg eventualmente chegam ao fundo do mar, enquanto os outros 8 Pg são respirados no oceano escuro. Nos sedimentos, a escala de tempo disponível para degradação aumenta em ordens de magnitude, resultando em que 90% do carbono orgânico entregue é degradado e apenas 0,2 Pg C ano -1 é eventualmente enterrado e transferido da biosfera para a geosfera.
Matéria dissolvida e particulada
Bombas biológicas
e massas de carbono (Gt C) em caixas escuras
A bomba biológica , em sua forma mais simples, é o sequestro de carbono biologicamente conduzido pelo oceano da atmosfera para o interior do oceano e para os sedimentos do fundo do mar . É a parte do ciclo do carbono oceânico responsável pela ciclagem da matéria orgânica formada principalmente pelo fitoplâncton durante a fotossíntese (bomba de tecidos moles), bem como pela ciclagem do carbonato de cálcio (CaCO 3 ) formado em conchas por certos organismos como o plâncton. e moluscos (bomba de carbonato).
A bomba biológica pode ser dividida em três fases distintas, a primeira das quais é a produção de carbono fixo por fototróficos planctônicos na região da superfície eufótica (iluminada pelo sol) do oceano. Nessas águas superficiais, o fitoplâncton usa dióxido de carbono (CO 2 ), nitrogênio (N), fósforo (P) e outros oligoelementos ( bário , ferro , zinco etc.) durante a fotossíntese para produzir carboidratos , lipídios e proteínas . Alguns plânctons (por exemplo, coccolitóforos e foraminíferos ) combinam cálcio (Ca) e carbonatos dissolvidos ( ácido carbônico e bicarbonato ) para formar um revestimento protetor de carbonato de cálcio (CaCO 3 ).
Uma vez que esse carbono é fixado no tecido mole ou duro, os organismos ou permanecem na zona eufótica para serem reciclados como parte do ciclo regenerativo de nutrientes ou, uma vez que morrem, continuam para a segunda fase da bomba biológica e começam a afundar no oceano piso. As partículas que afundam freqüentemente formam agregados à medida que afundam, aumentando muito a taxa de afundamento. É essa agregação que dá às partículas uma chance melhor de escapar da predação e decomposição na coluna d'água e, eventualmente, chegar ao fundo do mar.
O carbono fixo que é decomposto por bactérias na descida ou uma vez no fundo do mar entra na fase final da bomba e é remineralizado para ser usado novamente na produção primária . As partículas que escapam totalmente desses processos são sequestradas no sedimento e podem permanecer lá por milhões de anos. É esse carbono sequestrado o responsável, em última instância, pela redução do CO 2 atmosférico .
| Vídeo externo | |
|---|---|
 Ciclos de oxigênio marinho e dióxido de carbono
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- Brum JR, Morris JJ, Décima M e Stukel MR (2014) "Mortalidade nos oceanos: Causas e consequências". Eco-DAS IX Symposium Proceedings , Capítulo 2, páginas 16–48. Associação para as Ciências de Limnologia e Oceanografia. ISBN 978-0-9845591-3-8 .
- Mateus, MD (2017) "Preenchendo a lacuna entre conhecer e modelar vírus em sistemas marinhos — Uma fronteira futura". Frontiers in Marine Science , 3 : 284. doi : 10.3389 / fmars.2016.00284
- Beckett, SJ e Weitz, JS (2017) "Desemaranhamento da competição de nicho da mortalidade de pastoreio em experimentos de diluição de fitoplâncton". PLOS ONE , 12 (5): e0177517. doi : 10.1371 / journal.pone.0177517 .
Papel dos microorganismos
Ciclos de carbono, oxigênio e hidrogênio
O ciclo do carbono marinho é composto de processos que trocam carbono entre vários reservatórios dentro do oceano, bem como entre a atmosfera, o interior da Terra e o fundo do mar . O ciclo do carbono é o resultado de muitas forças interagindo em múltiplas escalas de tempo e espaço que circulam o carbono ao redor do planeta, garantindo que o carbono esteja disponível globalmente. O ciclo do carbono oceânico é um processo central para o ciclo global do carbono e contém tanto carbono inorgânico (carbono não associado a uma coisa viva, como o dióxido de carbono) quanto carbono orgânico (carbono que é, ou foi, incorporado a uma coisa viva) . Parte do ciclo do carbono marinho transforma o carbono entre matéria viva e não viva.
Três processos principais (ou bombas) que constituem o ciclo do carbono marinho trazem o dióxido de carbono atmosférico (CO 2 ) para o interior do oceano e o distribuem pelos oceanos. Essas três bombas são: (1) a bomba de solubilidade, (2) a bomba de carbonato e (3) a bomba biológica. O reservatório ativo total de carbono na superfície da Terra por menos de 10.000 anos é de aproximadamente 40.000 gigatoneladas C (Gt C, um gigatonelada é um bilhão de toneladas, ou o peso de aproximadamente 6 milhões de baleias azuis ), e cerca de 95% (~ 38.000 Gt C) é armazenado no oceano, principalmente como carbono inorgânico dissolvido. A especiação do carbono inorgânico dissolvido no ciclo do carbono marinho é um controlador primário da química ácido-base nos oceanos.
| Formas de carbono | |||
|---|---|---|---|
| Forma de carbono | Fórmula química | Estado | Reservatório principal |
| dióxido de carbono | CO 2 | gás | atmosfera |
| ácido carbónico | H 2 CO 3 | líquido | oceano |
| íon bicarbonato | HCO 3 - | líquido ( íon dissolvido ) |
oceano |
| compostos orgânicos |
Exemplos: C 6 H 12 O 6 (glicose) CH 4 (metano) |
gás sólido |
organismos marinhos sedimentos orgânicos ( combustíveis fósseis ) |
| outros compostos de carbono |
Exemplos: CaCO 3 (carbonato de cálcio) CaMg (CO 3 ) 2 (carbonato de cálcio e magnésio) |
sólido | conchas rocha sedimentar |
Ciclos de nitrogênio e fósforo
ciclos de carbono biogeoquímico marinho , nitrogênio e fósforo
O ciclo do nitrogênio é tão importante no oceano quanto na terra. Embora o ciclo geral seja semelhante em ambos os casos, existem diferentes jogadores e modos de transferência de nitrogênio no oceano. O nitrogênio entra no oceano por meio da precipitação, escoamento ou como N 2 da atmosfera. O nitrogênio não pode ser utilizado pelo fitoplâncton como N 2, por isso deve sofrer fixação de nitrogênio, que é realizada predominantemente por cianobactérias . Sem suprimentos de nitrogênio fixo entrando no ciclo marinho, o nitrogênio fixo se esgotaria em cerca de 2.000 anos. O fitoplâncton precisa do nitrogênio em formas biologicamente disponíveis para a síntese inicial da matéria orgânica. A amônia e a uréia são liberadas na água por excreção do plâncton. As fontes de nitrogênio são removidas da zona eufótica pelo movimento descendente da matéria orgânica. Isso pode ocorrer por afundamento de fitoplâncton, mistura vertical ou afundamento de resíduos de migradores verticais. O naufrágio resulta na introdução de amônia em profundidades menores abaixo da zona eufótica. As bactérias são capazes de converter amônia em nitrito e nitrato, mas são inibidas pela luz, então isso deve ocorrer abaixo da zona eufótica. A amonificação ou mineralização é realizada por bactérias para converter nitrogênio orgânico em amônia. A nitrificação pode então ocorrer para converter o amônio em nitrito e nitrato. O nitrato pode ser devolvido à zona eufótica por mistura vertical e ressurgência, onde pode ser absorvido pelo fitoplâncton para continuar o ciclo. O N 2 pode ser devolvido à atmosfera por desnitrificação .
Acredita-se que o amônio seja a fonte preferida de nitrogênio fixo para o fitoplâncton porque sua assimilação não envolve uma reação redox e, portanto, requer pouca energia. O nitrato requer uma reação redox para assimilação, mas é mais abundante, então a maioria do fitoplâncton se adaptou para ter as enzimas necessárias para realizar essa redução ( nitrato redutase ). Existem algumas exceções notáveis e bem conhecidas que incluem a maioria dos Prochlorococcus e alguns Synechococcus que só podem absorver nitrogênio como amônio.
O fósforo é um nutriente essencial para plantas e animais. O fósforo é um nutriente limitante para os organismos aquáticos. O fósforo forma partes de moléculas importantes de sustentação da vida que são muito comuns na biosfera. O fósforo entra na atmosfera em quantidades muito pequenas quando a poeira é dissolvida na água da chuva e no spray marinho, mas permanece principalmente na terra e nas rochas e nos minerais do solo. Oitenta por cento do fósforo extraído é usado para fazer fertilizantes. Fosfatos de fertilizantes, esgoto e detergentes podem causar poluição em lagos e riachos. O enriquecimento excessivo de fosfato em águas marinhas frescas e costeiras pode levar à proliferação maciça de algas que, quando morrem e se decompõem, leva à eutrofização apenas das águas doces. Pesquisas recentes sugerem que o poluente predominante responsável pela proliferação de algas em estuários de água salgada e habitats marinhos costeiros é o nitrogênio.
O fósforo ocorre mais abundantemente na natureza como parte do íon ortofosfato (PO 4 ) 3− , que consiste em um átomo de P e 4 átomos de oxigênio. Em terra, a maior parte do fósforo é encontrada em rochas e minerais. Depósitos ricos em fósforo geralmente se formaram no oceano ou a partir do guano e, com o tempo, os processos geológicos trazem sedimentos oceânicos para a terra. O intemperismo de rochas e minerais libera fósforo em uma forma solúvel, onde é absorvido pelas plantas e transformado em compostos orgânicos. As plantas podem então ser consumidas por herbívoros e o fósforo é incorporado em seus tecidos ou excretado. Após a morte, o animal ou planta se decompõe, e o fósforo é devolvido ao solo onde grande parte do fósforo é transformado em compostos insolúveis. O escoamento pode levar uma pequena parte do fósforo de volta ao oceano .
Ciclo de nutrientes
Um ciclo de nutrientes é o movimento e a troca de matéria orgânica e inorgânica de volta para a produção de matéria. O processo é regulado pelas vias disponíveis nas cadeias alimentares marinhas , que, em última instância, decompõem a matéria orgânica de volta em nutrientes inorgânicos. Os ciclos de nutrientes ocorrem dentro dos ecossistemas. O fluxo de energia sempre segue um caminho unidirecional e não cíclico , enquanto o movimento dos nutrientes minerais é cíclico. Ciclos minerais incluem o ciclo de carbono , ciclo oxigénio , azoto ciclo , ciclo fósforo e ciclo do enxofre , entre outros que continuamente reciclar juntamente com outros nutrientes minerais em produtivo nutrição ecológico.
Existe uma sobreposição considerável entre os termos para o ciclo biogeoquímico e o ciclo dos nutrientes. Alguns livros integram os dois e parecem tratá-los como termos sinônimos. No entanto, os termos geralmente aparecem de forma independente. O ciclo dos nutrientes é mais frequentemente usado em referência direta à ideia de um ciclo intra-sistema, onde um ecossistema funciona como uma unidade. Do ponto de vista prático, não faz sentido avaliar um ecossistema terrestre considerando toda a coluna de ar acima dele, bem como as grandes profundidades da Terra abaixo dele. Embora um ecossistema geralmente não tenha limites claros, como modelo de trabalho é prático considerar a comunidade funcional onde ocorre a maior parte da transferência de matéria e energia. A ciclagem de nutrientes ocorre em ecossistemas que participam dos "maiores ciclos biogeoquímicos da terra por meio de um sistema de entradas e saídas".
Nutrientes dissolvidos
Os nutrientes dissolvidos na água do mar são essenciais para a sobrevivência da vida marinha. O nitrogênio e o fósforo são particularmente importantes. Eles são considerados nutrientes limitantes em muitos ambientes marinhos, porque os produtores primários, como algas e plantas marinhas, não podem crescer sem eles. Eles são essenciais para estimular a produção primária pelo fitoplâncton . Outros nutrientes importantes são silício, ferro e zinco.
O processo de ciclagem de nutrientes no mar começa com o bombeamento biológico , quando os nutrientes são extraídos das águas superficiais pelo fitoplâncton para se tornarem parte de sua composição orgânica. O fitoplâncton é comido por outros organismos ou, eventualmente, morre e desce como neve marinha . Lá eles se decompõem e retornam ao estado dissolvido, mas em maiores profundezas do oceano. A fertilidade dos oceanos depende da abundância de nutrientes e é medida pela produção primária , que é a taxa de fixação de carbono por unidade de água por unidade de tempo. "A produção primária é muitas vezes mapeada por satélites usando a distribuição de clorofila, que é um pigmento produzido pelas plantas que absorve energia durante a fotossíntese. A distribuição da clorofila é mostrada na figura acima. Você pode ver a maior abundância perto do litoral, onde os nutrientes da terra são alimentados por rios. O outro local onde os níveis de clorofila são elevados é em zonas de ressurgência, onde os nutrientes são trazidos para a superfície do oceano a partir das profundezas pelo processo de ressurgência ... "
Ciclo de nutrientes do oceano
Fluxo de nutrientes do oceano
"Outro elemento crítico para a saúde dos oceanos é o conteúdo de oxigênio dissolvido. O oxigênio na superfície do oceano é adicionado continuamente através da interface ar-mar, bem como pela fotossíntese; ele é usado na respiração por organismos marinhos e durante a decomposição ou oxidação do material orgânico que chove no oceano e é depositado no fundo do oceano. A maioria dos organismos requer oxigênio, portanto, seu esgotamento tem efeitos adversos para as populações marinhas. A temperatura também afeta os níveis de oxigênio, pois as águas quentes podem reter menos oxigênio dissolvido do que as águas frias. Esta relação terá implicações importantes para os oceanos futuros, como veremos ... A propriedade final da água do mar que consideraremos é o conteúdo de CO2 dissolvido. O CO2 é quase oposto ao oxigênio em muitos processos químicos e biológicos; é usado pelo plâncton durante a fotossíntese e reabastecido durante a respiração, bem como durante a oxidação da matéria orgânica.Como veremos mais adiante, o conteúdo de CO2 é importante para o estudo do f envelhecimento em águas profundas. "
Ciclo de enxofre marinho
A redução de sulfato no fundo do mar está fortemente focada em sedimentos próximos à superfície com altas taxas de deposição ao longo das margens do oceano. O ciclo bentônico do enxofre marinho é, portanto, sensível à influência antropogênica, como o aquecimento dos oceanos e o aumento da carga de nutrientes nos mares costeiros. Isso estimula a produtividade fotossintética e resulta em maior exportação de matéria orgânica para o fundo do mar, muitas vezes combinada com baixa concentração de oxigênio na água de fundo (Rabalais et al., 2014; Breitburg et al., 2018). O zoneamento biogeoquímico é, portanto, comprimido em direção à superfície do sedimento, e o equilíbrio da mineralização da matéria orgânica é deslocado dos processos óxicos e subóxicos para a redução do sulfato e metanogênese (Middelburg e Levin, 2009).
O ciclo do enxofre em ambientes marinhos tem sido bem estudado por meio da ferramenta da sistemática de isótopos de enxofre expresso como δ 34 S. Os oceanos globais modernos têm armazenamento de enxofre de 1,3 × 10 21 g, ocorrendo principalmente como sulfato com o valor de δ 34 S de + 21 ‰. O fluxo de entrada geral é 1,0 × 10 14 g / ano com a composição isotópica de enxofre de ~ 3 ‰. O sulfato ribeirinho derivado do intemperismo terrestre de minerais de sulfeto (δ 34 S = + 6 ‰) é o principal insumo de enxofre para os oceanos. Outras fontes são a desgaseificação metamórfica e vulcânica e a atividade hidrotérmica (δ 34 S = 0 ‰), que liberam espécies de enxofre reduzidas (por exemplo, H 2 S e S 0 ). Existem duas saídas principais de enxofre dos oceanos. O primeiro sumidouro é o soterramento do sulfato como evaporitos marinhos (por exemplo, gesso) ou sulfato associado ao carbonato (CAS), que representa 6 × 10 13 g / ano (δ 34 S = + 21 ‰). O segundo sumidouro de enxofre é o soterramento de pirita em sedimentos da plataforma ou sedimentos profundos do fundo do mar (4 × 10 13 g / ano; δ 34 S = -20 ‰). O fluxo total de produção de enxofre marinho é 1,0 × 10 14 g / ano, o que corresponde aos fluxos de entrada, o que implica que o orçamento marinho moderno de enxofre está em estado estacionário. O tempo de residência do enxofre nos oceanos globais modernos é de 13 milhões de anos.
Nos oceanos modernos, Hydrogenovibrio crunogenus , Halothiobacillus e Beggiatoa são bactérias oxidantes de enxofre primárias e formam simbioses quimiossintéticas com hospedeiros animais. O hospedeiro fornece substratos metabólicos (por exemplo, CO 2 , O 2 , H 2 O) ao simbionte, enquanto o simbionte gera carbono orgânico para sustentar as atividades metabólicas do hospedeiro. O sulfato produzido geralmente se combina com os íons de cálcio lixiviados para formar gesso , que pode formar depósitos generalizados perto dos centros de disseminação do meio do oceano.
As fontes hidrotermais emitem sulfeto de hidrogênio que apóia a fixação de carbono de bactérias quimiolitotróficas que oxidam o sulfeto de hidrogênio com oxigênio para produzir enxofre ou sulfato elementar.
Ciclo do ferro e poeira
O ciclo do ferro (Fe) é o ciclo biogeoquímico do ferro através da atmosfera , hidrosfera , biosfera e litosfera . Embora o Fe seja altamente abundante na crosta terrestre, é menos comum nas águas superficiais oxigenadas. O ferro é um micronutriente chave na produtividade primária e um nutriente limitante no oceano Meridional, no Pacífico equatorial oriental e no Pacífico subártico, conhecido como regiões de alto teor de nutrientes e baixa clorofila (HNLC) do oceano.
O ferro nos oceanos circula entre o plâncton, os particulados agregados (ferro não biodisponível) e os dissolvidos (ferro biodisponível) e se transforma em sedimentos por meio do soterramento. As fontes hidrotermais liberam ferro ferroso para o oceano, além de insumos de ferro oceânico de fontes terrestres. O ferro atinge a atmosfera por meio do vulcanismo, do vento eólico e alguns pela combustão humana. No Antropoceno , o ferro é retirado das minas na crosta e uma parte re-depositada em depósitos de resíduos.
interagem com outras bactérias para adquirir ferro da poeira
O ferro é um micronutriente essencial para quase todas as formas de vida. É um componente-chave da hemoglobina, importante para a fixação de nitrogênio como parte da família da enzima Nitrogenase e, como parte do núcleo de ferro-enxofre da ferredoxina , facilita o transporte de elétrons em cloroplastos, mitocôndrias eucarióticas e bactérias. Devido à alta reatividade do Fe 2+ com o oxigênio e à baixa solubilidade do Fe 3+ , o ferro é um nutriente limitante na maioria das regiões do mundo.
Ciclos de cálcio e sílica
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| Ciclo do carbono |
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O ciclo do cálcio é uma transferência de cálcio entre as fases dissolvida e sólida . Há um suprimento contínuo de íons de cálcio nos cursos de água a partir de rochas , organismos e solos . Os íons de cálcio são consumidos e removidos de ambientes aquosos à medida que reagem para formar estruturas insolúveis, como carbonato de cálcio e silicato de cálcio, que podem se depositar para formar sedimentos ou exoesqueletos de organismos. Os íons de cálcio também podem ser utilizados biologicamente , pois o cálcio é essencial para funções biológicas, como a produção de ossos e dentes ou a função celular. O ciclo do cálcio é um fio condutor entre os processos terrestres, marinhos, geológicos e biológicos. O cálcio se move por esses diferentes meios à medida que circula pela Terra. O ciclo do cálcio marinho é afetado pela mudança do dióxido de carbono atmosférico devido à acidificação dos oceanos .
O carbonato de cálcio biogênico é formado quando organismos marinhos, como coccolitóforos , corais , pterópodes e outros moluscos, transformam íons de cálcio e bicarbonato em conchas e exoesqueletos de calcita ou aragonita , ambas as formas de carbonato de cálcio. Este é o sumidouro dominante para o cálcio dissolvido no oceano. Os organismos mortos afundam no fundo do oceano, depositando camadas de concha que, com o tempo, se cimentam para formar o calcário . Esta é a origem do calcário marinho e terrestre.
O cálcio precipita em carbonato de cálcio de acordo com a seguinte equação:
Ca 2+ + 2HCO 3 - → CO 2 + H 2 O + CaCO 3
A relação entre o cálcio dissolvido e o carbonato de cálcio é muito afetada pelos níveis de dióxido de carbono (CO 2 ) na atmosfera.
O aumento do dióxido de carbono leva a mais bicarbonato no oceano de acordo com a seguinte equação:
CO 2 + CO 3 2− + H 2 O → 2HCO 3 -
Com sua estreita relação com o ciclo do carbono e os efeitos dos gases de efeito estufa, prevê-se que os ciclos do cálcio e do carbono mudem nos próximos anos. O rastreamento de isótopos de cálcio permite a previsão de mudanças ambientais, com muitas fontes sugerindo o aumento das temperaturas na atmosfera e no ambiente marinho. Como resultado, isso irá alterar drasticamente a decomposição das rochas, o pH dos oceanos e dos cursos d'água e, portanto, a sedimentação do cálcio, abrigando uma série de implicações no ciclo do cálcio.
Devido às complexas interações do cálcio com muitas facetas da vida, é improvável que os efeitos das condições ambientais alteradas sejam conhecidos até que ocorram. As previsões podem, no entanto, ser feitas provisoriamente, com base em pesquisas baseadas em evidências. O aumento dos níveis de dióxido de carbono e a diminuição do pH do oceano irão alterar a solubilidade do cálcio, evitando que os corais e organismos com casca desenvolvam seus exoesqueletos baseados em cálcio, tornando-os vulneráveis ou incapazes de sobreviver.
A maior parte da produção biológica de sílica biogênica no oceano é impulsionada por diatomáceas , com contribuições adicionais de radiolários . Esses microrganismos extraem o ácido silícico dissolvido das águas superficiais durante o crescimento e o retornam por meio da reciclagem em toda a coluna d'água após sua morte. Entradas de silício para o oceano de cima chegam via rios e poeira eólica , enquanto aquelas vindas de baixo incluem reciclagem de sedimentos do fundo do mar, intemperismo e atividade hidrotérmica .
Biomineralização
"A atividade biológica é uma força dominante que molda a estrutura química e a evolução do ambiente da superfície terrestre. A presença de uma atmosfera-hidrosfera oxigenada em torno de uma terra sólida altamente redutora é a consequência mais marcante do surgimento da vida na Terra. Evolução biológica e o funcionamento dos ecossistemas, por sua vez, é em grande parte condicionado por processos geofísicos e geológicos. Compreender as interações entre os organismos e seu ambiente abiótico e a evolução conjunta resultante da biosfera e da geosfera é um tema central da pesquisa em biogeologia. Biogeoquímicos contribuir para esse entendimento estudando as transformações e o transporte de substratos químicos e produtos da atividade biológica no meio ambiente. ”
"Desde a explosão do Cambriano, partes do corpo mineralizadas foram secretadas em grandes quantidades pela biota. Como o carbonato de cálcio, a sílica e o fosfato de cálcio são as principais fases minerais que constituem essas partes duras, a biomineralização desempenha um papel importante nos ciclos biogeoquímicos globais do carbono, cálcio , silício e fósforo "
Ciclismo profundo
A ciclagem profunda envolve a troca de materiais com o manto . O ciclo das águas profundas envolve a troca de água com o manto, com a água carregada pela subdução das placas oceânicas e retornando por meio de atividade vulcânica, distinta do processo do ciclo da água que ocorre acima e na superfície da Terra. Parte da água chega ao manto inferior e pode até atingir o núcleo externo .
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Na visão convencional do ciclo da água (também conhecido como ciclo hidrológico ), a água se move entre os reservatórios na atmosfera e a superfície ou próximo à superfície da Terra (incluindo o oceano , rios e lagos , geleiras e calotas polares , a biosfera e as águas subterrâneas ) No entanto, além do ciclo superficial, a água também desempenha um papel importante nos processos geológicos que alcançam a crosta e o manto . O conteúdo de água no magma determina o quão explosiva é uma erupção vulcânica; a água quente é o principal conduto para que minerais economicamente importantes se concentrem em depósitos minerais hidrotérmicos ; e a água desempenha um papel importante na formação e migração do petróleo . O petróleo é um combustível fóssil derivado de antigos materiais orgânicos fossilizados , como o zooplâncton e as algas .
A água não está presente apenas como uma fase separada no solo. A água do mar se infiltra na crosta oceânica e hidrata rochas ígneas como a olivina e a piroxena , transformando-as em minerais hidratados como serpentinas , talco e brucita . Nessa forma, a água é carregada para o manto. No manto superior , o calor e a pressão desidratam esses minerais, liberando grande parte deles para a cunha do manto sobreposta , desencadeando o derretimento da rocha que sobe para formar arcos vulcânicos . No entanto, alguns dos "minerais nominalmente anidros" que são estáveis mais profundamente no manto podem armazenar pequenas concentrações de água na forma de hidroxila (OH - ) e, por ocuparem grandes volumes da Terra, são capazes de armazenar pelo menos tanto quanto os oceanos do mundo.
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A visão convencional da origem do oceano é que ele foi preenchido pela liberação de gás do manto no início do Arqueano e o manto permaneceu desidratado desde então. No entanto, a subducção carrega a água para baixo a uma taxa que esvaziaria o oceano em 1–2 bilhões de anos. Apesar disso, as mudanças no nível global do mar nos últimos 3-4 bilhões de anos foram apenas algumas centenas de metros, muito menores do que a profundidade média do oceano de 4 quilômetros. Assim, espera-se que os fluxos de água para dentro e para fora do manto sejam aproximadamente equilibrados e que o conteúdo de água do manto seja estável. A água carregada para o manto eventualmente retorna à superfície em erupções nas dorsais meso-oceânicas e pontos críticos . As estimativas da quantidade de água no manto variam de 1 ⁄ 4 a 4 vezes a água no oceano.
O ciclo profundo do carbono é o movimento do carbono através do manto e do núcleo da Terra . Faz parte do ciclo do carbono e está intimamente ligado ao movimento do carbono na superfície e na atmosfera da Terra. Ao devolver o carbono às profundezas da Terra, ele desempenha um papel crítico na manutenção das condições terrestres necessárias para a existência de vida. Sem ele, o carbono se acumularia na atmosfera, atingindo concentrações extremamente altas por longos períodos de tempo.
Ciclo das rochas
Combustíveis fósseis
O fitoplâncton aquático e o zooplâncton que morreram e sedimentaram em grandes quantidades sob condições anóxicas milhões de anos atrás começaram a formar petróleo e gás natural como resultado da decomposição anaeróbica (em contraste, as plantas terrestres tendiam a formar carvão e metano). Com o passar do tempo geológico, essa matéria orgânica , misturada à lama , foi soterrada por mais pesadas camadas de sedimentos inorgânicos. A alta temperatura e pressão resultantes fizeram com que a matéria orgânica se alterasse quimicamente , primeiro em um material ceroso conhecido como querogênio , que é encontrado no xisto betuminoso , e depois com mais calor em hidrocarbonetos líquidos e gasosos em um processo conhecido como catagênese . Apesar dessas transformações impulsionadas pelo calor (que aumentam a densidade de energia em comparação com a matéria orgânica típica pela remoção de átomos de oxigênio), tais organismos e seus combustíveis fósseis resultantes normalmente têm uma idade de milhões de anos, e às vezes mais de 650 milhões de anos, a energia liberada na combustão ainda é de origem fotossintética.
Outros ciclos
Ciclo de chumbo
Como oligoelementos, micronutrientes, ciclos induzidos pelo homem para compostos sintéticos como o bifenil policlorado (PCB).
Referências
Outras referências
- James, Rachael e Open University (2005) Marine Biogeochemical Cycles Butterworth-Heinemann. ISBN 9780750667937 .