Ciklet biogjeokimike detare

Ciklet biogjeokimike detare

Toa e mbizotëruar nga uji, parë nga hapsira – ndërsa uji avullon në re, polet janë të mbushura me akuj. Në tërësi, oqeanet formojnë një sistem të vetëm detar, ku uji –"tretësi universal" – tret ushyesit dhe substancat me elemente si oksigjeni, karboni, azoti dhe fosfori. Këto qarkullohen dhe riciklohen pafundësisht, kombinohen kimikisht dhe shpërbëhen prapë, treten e pastaj precipitojnë ose avullojnë, importohen dhe eksportohen në Tokë dhe atmosferë dhe shtratin e oqeaneve. Të shtytura nga si nga veprimtaria biologjike e organizmave detare ashtu dhe nga forcat natyrore të diellit, baticat dhe lëvizjet brenda kores së Tokës, duke përbërë ciklet biogjeokimike detare.

Ciklet biogjeokimike detare janë ciklet biogjeokimike që zhvillohen brenda mjediseve detare, do me thënë, në ujin e kripur të deteve ose oqeaneve ose laguna dhe grykëderdhjet lumore. Këto cikle biogjeokimike janë rrugët e zhvendosjes së substancave dhe elementeve kimike përgjatë mjediseve detare. Gjithashtu, substancat dhe and elementet mund të importohen në mjedisin detar ose të eksportohen nga ky i fundit. Këto importe dhe eksporte mund të zhvillohen si shkëmbime me atmosferën sipër, shtratin e oqeaneve poshtë, ose si rrjedhje nga tokësore.

Elementet si kalciumi, karboni, hidrogjeni, mërkuri, azoti, oksigjeni, fosfori, seleni dhe sulfuri zhvillojnë cikle biogjeokimike; ciklet molekulare për ujin dhe silicin; ciklet makroskopike si cikli shkëmbor; ashtu si dhe ciklet e formuara nga njerëzit për përbërësit sintetikë si poliklorinat bifenilet (PCB). Në disa cikle ka depozita ku një substancë mund të depozitohet për një kohë të gjatë. Qarkullimi i këtyre elementeve është i ndërlidhur.

Organizmat detare dhe veçanërisht mikroorganizmat detarë janë thelbësorë për funksionimin e shumë prej këtyre cikleve. Forcat shtytëse të cikleve biogjeokimike përfshijnë proceset metabolike brenda organizmave, proceset gjeologjike që përfshijnë koren e Tokës, ashtu si dhe reaksionet kimike midis vetë substancave, që është arsyeja pse këto quhen cikle biogjeokimike. Ndërsa substancat kimike mund të shpërbëhen dhe ribashkohen, elementet kimike vetë, as nuk mund të krijohen, as të shkatërrohen nga këto forca, kështu që përveç disa humbjeve dhe marrjeve nga hapsira e jashtme, elementet riciklohen ose depozitohen (sekuestrohen) diku ose brenda planetit.

Përmbledhja

Energjia rrjedh e drejtuar përmes ekosistemeve, duke hyrë si dritë dielli (ose molekula inorganike për kimioautotrofinë) dhe largohet si nxehtësi gjatë shumë transferimeve midis niveleve trofike. Gjithësesi, lënda që formon organizmat e gjalla konservohet dhe riciklohet. Gjashtë elementet më të zakonshme të lidhura me molekulat organike—karboni, azoti, hidrogjeni, oksigjeni, fosfori dhe sulfuri—marin një larmi formash kimike dhe mund të ekzistojnë për periudha të gjata në atmosferë, tokë, ujë, ose nën sipërfaqen e tokës. Proceset gjeologjike, si degradimi meteorologjik, erozioni, drenazhimi i ujit dhe lëvizjae pllakave kontinentale, të gjitha luajnë një rol në këtë riciklim të materialeve. Pasi gjeologjia dhe kimia kanë role të rëndësishme në studimin e këtij procesi, riciklimi i lëndës inorganike midis organizmave të gjallë dhe mjedisit të tyre quhet cikël biogjeokimik.

Gjashtë elementet e sipërpërmendura përdoren nga organizmat në një larmi mënyrash. Hidrogjeni dhe oksigjeni gjenden në ujë dhe molekulat organike, të cilët janë thelbësorë për jetën. Karboni gjendet në të gjitha molekulat organike, ndërsa azoti është një përbërës i rëndësishëm i acideve nukleike dhe proteinave. Fosfori përdoret për të formuar acide nukleike dhe fosfolipide që përfshijnë membrana biologjike. Sulfuri është thelbësor për formën tre-përmasore të proteinave. Qarkullimi i këtyre elementet është i ndërlidhur. Për shembull, qarkullimi i ujit është kritik për filtrimin e sulfurit dhe fosforit në lumenj, që pastaj mund të rrjedhin në oqeane. Cikli i mineraleve përmes biosferës midis përbërësve biotikë dhe abiotikë si dhe nga një organizët te tjetri.

Cikli i ujit

Ndërveprimi i cikleve tokësore dhe atmosferike të ujit me ciklin detar të ujit

Shiko gjithashtu: Cikli i Ujit dhe Rryma e Golfit

Uji është përbërësi i oqeaneve, mjeti që bart të gjitha substancat dhe elementet e përfshira nga ciklet biogjeokimike detare. Ai i gjendur në natyrë pothuajse gjithmonë përfshinë substanca të tretura, kështu që ai është përshkruar si "tretësi i përbotshëm" për aftësinë e tij për të tretur aq shumë substanca. Kjo aftësi i lejon atij të jetë "tretësi i jetës". Uji është gjithashtu substanca e vetme e zakonshme që ekziston i ngurtë, i lëngshëm dhe si gaz në kushte normale tokësore. Meqë uji i lëngshëm rrjedh, cikli ujor rrjedhë në rrymat oqeanike përreth botës. Meqë uji e ndryshon lehtësisht gjendjen e tij, ai mund të bartet në atmosferë si avull ose i ngrirë si një ajsberg. Ai pastaj mund të bier si shi ose të shkrijë për tu bërë prapë i lëngshëm. E gjithë jeta detare është e zhytur në ujë, lënda bazë dhe mitra e vetë jetës. Ai mund të shpërbëhet në përbërësit e tij, hidrogjenin dhe oksigjenin nëpërmjet proceseve metabolike ose abiotike dhe më vonë të ribashkohet për tu bërë prapë ujë.

Ndërsa cikli i ujit është vetë një cikël biogjeokimik, rrjedhja e tij edhe nën tokë është një përbërës kyç i cikleve të tjera biogjeokimike. Rrjedhja është përgjegjëse për gati të gjithë transportimin e sedimenteve të eroduara dhe fosforin nga toka në ujë. Eutrofizimi kulturor i liqeneve është kryesisht për shkak të fosforit, të përdorur me tepri si fertilizues në fushat bujqësore dhe pastaj i transportuar përgjatë tokës në rrjedhën e lumenjve. Si rrjedhjet nga toka, ashtu dhe rrjedhat ujore luajnë role domethënëse në transportimin e azotit nga toka në masat ujore. Zona e vdekur në derdhjen e Misisipit është rrjedhojë e nitrateve nga fertilizuesit e bartur nga fushat bujqësore dhe të transportuar nga sistemi lumor në Gjirin e Meksikës. Rrjedhjet luajnë gjithashtu një rol në ciklin e karbonit, përsëri nëpërmjet transportit të shkëmbinjëve të eroduar dhe dherave.

Kripësia minimale vjetore e sipërfaqes detare, e matur në v. 2009, në njësi kripësie praktike

Kripësia Oqeanike

Kripësia Oqeanike rrjedh kryesisht nga degradimi natyror i shkëmbinjve dhe transporti i kripërave të tretura nga toka, me më pak kontribute nga burimet hidrotermale në shtratin detar. Avullimi i ujit oqeanik dhe formimi i akullit detar e rrit më tej kripësinë oqeanike. Gjithësesi këto procese, që rrisin kripësinë kundërpeshohen vazhdimisht nga procese që e ulin kripësinë, si hyrja e vazhdueshme e ujit të ëmbël nga lumenjtë, rreshjet dhe shkrirja e akujve. Dy jonet mbizotëruese në ujin e detit janë kloridi dhe natriumi. Së bashku, ata përbëjnë rreth 85 përqind të të gjithë joneve të tretur oqeanikë. Jonet e magnezit dhe sulfatit përbëjnë pjesën më të madhe të pjesës tjetër. Kripshmëria varion me temperaturën, avullimin dhe reshjet. Përgjithësisht, është më e ulët në ekuator dhe në pole, ndërsa në gjerësitë e mesme më e lartë.

Spërklat detare

Diferencat vertikale të kripësisë detare midis sipërfaqes dhe thellësisë 300 metra. Kripësia rritet me thellësinë në rajonet me të kuqe dhe ulet në rajonet me blu.

Një rrjedhë mikroorganizmash ajrore qarkullon përgjatë planetit, sipër sistemeve meteorologjike, por poshtë rrugëve ajrore komerciale. Disa mikroorganizma peripatetike ngrihen nëpërmjet pluhurit të stuhive tokësore, por shumica rrjedhin nga mikroorganizmat detare të spërklave detare. Në vitin 2018, shkencëtarët raportuan se qindra miliona viruse dhe dhjetëra miliona bakterie depozituar për ditë në çdo metër katror të planetit. Ky është një tjetër shembull i lehtësimit nga uji i transportit të materlialeve organike përgjatë largësive të mëdha, në këtë rast në formën e mikroorganizmave të gjallë.

Spërklat që përmbajnë mikroorganizma detare dhe të gjitha substancat dhe elementet e përfshira në masën e tyre, mund të ngrihen lartë në atmosferë. Aty ato kthehen në aeroplanktone dhe mund të udhëtojnë përgjatë globit para se të bien prapë në tokë

Kripa e tretur nuk avullon drejtë atmosferës si uji, por formon grimca ajrore detare në spërklat detare. Shumë procese fizike përgjatë sipërfaqes oqeanike gjenerojnë grimca ajrore kripe. Një shkak i zakonshëm është shpërthimi i flluskave të ajrit, që barten nga shtytja e erës gjatë formimit të suprinës së bardhë. Një tjetër është shpërndarja e piklave nga suprina e valëve. Fluksi i përgjithshëm i kripës detare nga oqeani në atmosferë është rreth 3300 Tg (3.3 miliardë tonë) në vit.

Qarkullimi oqeanik

Fazat e ciklit

Rrezatimi diellor i ndikon oqeanet: uji i ngrohtë nga ekuatori priret të qarkulloi drejtë poleve, ndërsa uji i ftohtë polar drejtohet nga ekuatori. Rrymat sipërfaqësore fillimisht diktohen nga kushtet sipërfaqësore të erës. Pasatet fryjnë drejtë perëndimit në tropikë, ndërsa erërat perëndimore fryjnë dretjë lindjes në gjerësitë e mesme. Ky model erërash ushtron trysni në sipërfaqen subtropikale oqeanike me përdredhje negative përgjatë hemisferës veriore, dhe anasjelltas përgjatë hemisferës jugore. Transporti rezultues Sverdrup drejtohet nga ekuatori. Për shkak të konservimit të rrotullimit potencial, të shkaktuar nga lëvizja e erërave drejtë poleve në periferinë perëndimore të kurrizeve subtropikale dhe vorticitetit relativisht të rritur të ujit lëvizës drejtë poleve, transporti baraspeshohet nga një rrymë e ngushtë përshpejtuese drejtë poleve, e cila rrjedh përgjatë kufirit perëndimor të basenit oqeanik, duke kundërpeshuar efektet e fërkimit me rrymën e ftohtë kufitare perëndimore, e cila formohet nga gjerësitë e mëdha. Procesi i përgjithshëm, i njohur si intesifikimi perëndimor, bënë që rryma në kufirin perëndimor të basenit oqeanik të jetë më e fortë sesa ato në kufirin lindor.

Efekti ngjitës

Efekti ngjitës i shkaktuar nga fërkimi i një ere bregdetare me sipërfaqen oqeanike

Efekti ngjitës mund të shkaktohet nëse një erë përgjatë brigjeve lëviz drejtë ekuatorit, duke përfshirë Transportin e Ekmanit

Dy mekanizmat që shkaktojnë efektin ngjitës. Në çdo rast, nëse drejtimi i erës kthehet nga e kundërta kjo do të shkaktonte efektin zbritës.

Duke udhëtuar drejtë poleve, uji i ngrohtë i bartur nga rrymat e forta me ujë të ngrohtë pëson avullim ftohës. Ftohja drejtohet nga era: ajo duke lëvizuar përgjatë ujit e ftohë atë dhe shkakton edhe avullimin, duke lënë një ujë më të kripur. Në këtë proçes, uji bëhet më i kripur, më i dendur dhe më i ftohtë. Sapo akulli detar formohet, kripërat lihen jashtë tij, një proçes i njohur si përjashtimi i kripës. Këto dy proçese prodhojnë ujë që është më i dendur dhe më i ftohtë. Uji përgjatë veriut të Oqeanit Atlantik bëhet aq i dendur sa fillon të zhytet poshtë ujit me më pak kripë dhe më pak të dendur. Kjo zbritje e ujit më të rëndë, më të ftohtë dhe më të dendur bëhet pjesë e Ujërave të Thella të Atlantikut Verior, një rrymë që shkon drejtë jugut.

Ventilimi i oqeanit të thellë

Uji i fundit detar të Antarktidës

Rryma Cirkumpolare Antarktide, me degë që lidhin brezin e global të transportit

Erërat drejtojnë rrymat oqeanike në 100 metrat e sipërm të sipërfaqes oqeanike. Megjithatë, rrymat oqeanike rrjedhin edhe mijëra metra poshtë sipërfaqes. Këto rryma të thellësive oqeanike drejtohen nga diferencat e dendësisë së ujit, e cila kontrollohet nga temperatura (termo) dhe kripshmëria (haline). Ky proçes njihet si qarkullimi termohaline. Në rajonet polare të Tokës uji i oqeanit bëhet shumë i ftohtë, duke formuar akullin detar. Si pasojë, uji rrethues i detit bëhet më i kripur, pasi kur formohet akulli i detit, kripa lihet jashtë. Pasi uji i detit bëhet më i kripur, dendësia e tij rritet dhe fillon të zhytet. Uji i sipërfaqes tërhiqet për të zëvendësuar ujin e fundosur, i cili nga ana tjetër në vijim bëhet i ftohtë dhe i kripur mjaftueshëm për tu zhytur. Kjo shkakton rrymat e thella oqeanike duke formuar brezin global të transportit.

Koha mesatare e qëndrimit i depozituar
Depozita	Koha mesatare e qëndrimit
Antarktis	20,000 vjetë
Oqeanet	3,200 vjetë
Akullnajat	20 deri në 100 vjetë
Mbulimi stinor me dëborë	2 deri në 6 muaj
Lagështia tokësore	1 deri në 2 muaj
Uji tokësor: i cekët	100 deri në 200 vjetë
Uji tokësor: i thellë	10,000 vjetë
Liqenet	50 deri në 100 vjetë
Lumenjtë	2 deri në 6 muaj
Atmosfera	9 ditë

Qarkullimi termohalin drejton një sistem në shkallë rruzullore të rrymave i quajtur “brezi i transporit global”. Brezi i transportit nis në sipërfaqen e oqeanit afër polit në Atlantikun Verior. Aty, ujë ftohet nga temperaturat arktike. Ai gjithashtu bëhet më i kripur pasi kur formohet akulli detar, kripa nuk ngrinë dhe lihet jashtë, në ujin përreth. Uji i ftohtë tani bëhet më i dendur, si pasojë e kripës së shtuar dhe zhytet drejtë fundit të oqeanit. Uji i sipërfaqes zhvendoset për të zëvendësuar ujin e fundosur, duke krijuar kështu një rrymë. Ky ujë i thellë zhvendoset drejtë jugut, midis kontinenteve, duke kaluar në ekuator, deri në skajin e Afrikës dhe Amerikës Jugore. Rryma udhëton përreth skajit të Antarktisit, ku uji ftohet dhe zhytet prapë, siç bënë në Atlantikun Verior. Në këtë mënyrë, brezi i transportit "rikarikohet". Duke u zhvendosur përreth Antarktidës, dy seksionet ndahen nga brezi dhe kthehen drejtë veriut. Një seksion udhëton në Oqeanin Indian, ndërsa tjetri në Oqeanin Paqësor. Këto dy seksione që ndahen ngrohen dhe bëhen më pak të dendura duke udhëtuar drejtë veriut dhe ekuatorit, kështu që ngrihen në sipërfaqe (ngjitja). Ato pastaj mund të rrotullohen prapë drjetë jugut dhe drejtë perëndimit në Atlantikun Jugor, në vijim duke u kthyer në Atlantikun Verior, ku cikli nis nga e para.

Brezi i transportit global

Brezi i transportit lëviz me shpejtësi më të ngadalta (pak centimetra për sekondë) sesa rrymat baticore të drejtuara nga era (dhjetra deri në qindra centimetra për sekondë). Vlerësohet se çdo metër kub ujë merr rreth 1,000 vjet për të përfunduar udhëtimin përgjatë brezit global të transportit. Gjithashtu, brezi i transportit lëviz një volum të stërmadh uji—100 herë më shumë sesa rrjedhja e Lumit Amazona Ai është gjithashtu një përbërës jetësor i ushqyesve oqeanikë dhe cikleve të dioksidit të karbonit. Kur ujërat më të ngrohtë të sipërfaqes mbushen me ushqyes dhe dioksid karboni, por ato pasurohen prapë duke udhëtuar përmes brezit të transportit si shtresa të thella ose fundore. Baza e zinxhirit ushqimor botëror varet nga ujërat e ftohtë të pasur me ushqyes që mbështesin rritjen e algave dhe makroalgat.

Koha mesatare e qëndrimit të një molekule uji në oqean është rreth 3,200 vjetë. Në krahasim, koha mesatare e qëndrimit në atmosferë është rreth nëntë ditë. Nëse ai ngrin në Antarktis ose zhytet në thellësi, mund të qëndroi për rreth dhjetë mijë vjetë.

Riciklimi i elementeve kyç

Disa elemente kyç të përfshira në ciklet biogjeokimike detare
Elementi	Diagrama	Përshkrimi
Karboni		Cikli karbonik detar përfshin proçese që shkëmbejnë karbon midis pellgjeve të ndryshme brenda oqeaneve, ashtu dhe midis atmosferës, brendësisë së Tokës dhe shtratit detar. Cikli i karbonit është rrjedhojë e shumë forcave ndërvepruese përgjatë shumë herëve dhe shkallëve hapsinore që e qarkullojnë karbonin përreth planetit, duke siguruar që karboni të jetë i disponueshëm në mënyrë të përbotshme. Cikli karbonik detar është qëndror për ciklin karbonik global dhe përmban si karbon inorganik (karbon jo i lidhur me një gjë të gjallë, si dioksidi i karbonit), ashtu dhe karbon organik (karbon që është ose ka qenë i përfshirë në një organizëm të gjallë). Një pjesë e ciklit karbonik detar e shndërron karbonin midis lëndës inorganike dhe lëndës së gjallesave. Tre proçese kryesor (ose pompime) që formojnë ciklin karbonik detar, sjellin dioksid karbonik atmosferik (CO2) në brendësi të oqeaneve dhe e shpërndajnë atë përmes oqeaneve. Këto tre pompa janë: (1) pompa e tretshmërisë, (2) pompa e karbonatit dhe (3) pompa biologjike. Depozita e përgjithsme e karbonit në sipërfaqen e Tokës për zgjatje më pak se 10,000 vite është rreth 40,000 gigatonë C (Gt C, një gigaton është një miliardë tonë, ose sa pesha e afërsisht 6 milionë balena blu) dhe rreth 95% (~38,000 Gt C) depozitohet në oqeane, kryesisht si karbon i tretur inorganik. Diferencimi i joneve të karbonit të tretur inorganik në ciklin karbonik detar është kontrollori parësor i kiminë acid-bazë në oqeane.
Oksigjeni		Cikli i oksigjenit përfshin trnzicione biogjeokimike të atomeve të oksigjenit midis gjendjeve të ndryshme të gjendje oksidimi në jone, okside dhe molekula përmes reaksioneve redoks brenda dhe midis rruzullit/depozitës tokësore. Fjala oksigjen në literaturë zakonisht i referohet oksigjenit molekular (O2), duke qenë se ai është një produkt i zakonshëm ose reagent i shumë reaksioneve biogjeokimike redoks brenda ciklit. Proçeset brenda ciklit të oksigjenit konsiderohen si biologjikë ose gjeologjikë dhe vlerësohen si burim (prodhim O2) ose konsumues (konsumim O2).
Hidrogjeni		Cikli i hidrogjenit konsiston në shkëmbimet e hidrogjenit midis burimeve biotike (organizma jetosore) dhe abiotike (jo jetosore) dhe pakësimi i përbërjeve që kanë hidrogjen. Hidrogjeni (H) është elementi më me shumicë në univers. Në Tokë, molekulat e zakonshme inorganike që përmbajnë hindrogjen (H) përfshijnë ujin (H2O), hidrogjen të gaztë (H2), metanin (CH4), Acidi Sulfhidrik (H2S) dhe amoniakun (NH3). Shumë kompozime organike përmbajnë edhe atome H, si hidrokarburet dhe lënda organike. Duke parë kudo-gjetjen e atomeve të hidrogjenit në kompozitat kimike inorganike dhe organike, cikli hidrogjenik përqëndrohet në hidrogjenin molekular (H2).
Azoti		Cikli i azotit është proçesi nëpërmjet të cilit azoti shndërrohet në forma të shumë-fishta kimike, duke qarkulluar mes atmosferës, eksositemeve tokësore dhe detare. Shndërrimi i azotit mund të zhvillohet si biologjikisht ashtu dhe fizikisht. Proçese të rëndësishme në ciklin e azotit përfshijnë ngulitjen, amonifikimin, nitrifikimin dhe denitrifikimin. 78% e atmosferës tokësore përbëhet nga azot molekular (N2), duke e bërë atë burimin më të madh të azotit. Megjithatë, azoti atmosferik ka disponueshmëri të kufizuar për përdorimin biologjik, duke çuar në rrallësinë e azotit të përdorueshëm në shumë lloje ekosistemesh. Cikli i azotit ka rëndësi të veçantë për ekologjistët, pasi disponueshmëria e azotit mund të ndikoi raportin e proçeseve kyç të ekosistemit, duke përfshirë prodhimin parësorë dhe dekompozimin. Veprimtaritë njerëzore si djegia e karburanteve fosile, përdorimi i fertilizantëve artificialë azotikë dhe lëshimi i azotit në ujërat e zeza e kanë ndryshuar në mënyrë dramatike ciklin e azotit. Modifikim njerëzor i ciklit rruzullor të azotit mund ta ndikoi negativisht sistemin e mjedisit natyror, bashkë me shëndetin njerëzor.
Fosfori		Cikli i fosforit është qarkullimi i fosforit përgjatë litosferës, hidrosferës dhe biosferës. Ndryshe nga shumë cikle të tjera biogjeokimike, atmosfera nuk luan një rol të rëndësishëm në qarkullimin e fosforit, pasi ai dhe kompozitat me bazë fosfori zakonisht në Tokë gjenden solide në gamat tipike të temperaturave dhe trysnisë. Prodhimi i gazit fosfin ndodh vetëm në kushte të veçanta lokale. Në këtë mënyrë, cikli i fosforit duhet të shihet në të gjithë sistemet tokësore dhe pastaj i përqëndruar veçanërisht në sistemet e cikleve tokësore dhe ujore. Lokalisht, shndërrimet e fosforit janë kimike, biologjike dhe mikrobiologjike: trasferimet kryesore aftatgjata në ciklin global, gjithësesi, drejtohen nga lëvizjet tektonike në kohën gjeologjike. Njerëzit kanë shkaktuar ndryshime të rëndësishme në ciklin global të fosforit nëpërmjet transportit të mineraleve të fosforit dhe përdorimit të tij si fertilizues, si dhe transportit të ushqimit nga fermat dhe në qytete, ku humbet nëpërmjet derdhjes së ujërave të zeza.
Sulfuri		Cikli i sulfurit është grupi i proçeseve nëpërmjet të cilave sulfuri qarkullon midis shkëmbinjve, rrugëve ujore dhe sistemeve jetësore. Cikle të tilla biogjeokimike janë të rëndësishme në gjeologji, pasi ato prekin shumë minerale. Ciklet biokimike janë gjithashtu të rëndësishme për jetën, pasi sulfuri është një element thelbësor, duke qenë përbërësi i shumë proteinave dhe kofaktorëve, si dhe kompozitat e sulfurit mund të përdoren si oksidantë ose reduktantë në frymëmarrjen mikrobike. Cikli global i sulfurit përfshin shndërrimin e llojeve të sulfurit përmes gjendjeve të ndryshme oksiduese, të cilat luajnë një rol të rëndësishëm në proçeset gjeologjike dhe biologjike. Depozita kryesore tokësore e sulfurit janë SO42− të oqeaneve, ku ai është agjenti kryesor oksidues.
Hekuri		Cikli i hekurit (Fe) është cikli biogjeokimik i hekurit përgjatë atmosferës, hidrosferës, biosferës dhe litosferës. Ndërsa Fe gjendet me shumicë në koren e Tokës, ai është më pak i zakonshëm në sipërfaqen e oksigjenuar të ujërave. Hekuri është një mikroushqyes kyç në prodhimtarinë parësore, dhe një ushqyes i kufizuar në Oqeanin Jugor, Paqësorin tropikal lindor dhe në Paqësorin subarktik referuar si rajone tepër ushqyese, por me pak klorofil të oqeanit. Hekuri ekziston në një gamë gjendjesh oksidimi, nga -2 deri në +7; gjithësesi, në Tokë gjendet kryesisht në numrat oksidues redoks +2 ose +3 dhe është kryesisht një matal parësor redokso-akti në Tokë. Qarkullimi i hekurit midis gjendjeve të oksidimit +2 dhe +3 referohet si cikli i hekurit. Ky proçes mund të jetë tërësisht abiotik ose i lehtësuar nga mikroorganizmat, veçanërisht bakteret hekur-oksiduese. Proçeset abiotike përfshijnë ndryshkjen e metaleve hekur-bartëse, kur Fe2+ oksidohet abiotikisht në Fe3+ në prani të oksigjenit dhe reduktimit të Fe3+ në Fe2+ nga mineralet hekur-sulfide. Qarkullimi biologjik i Fe2+ kryhet nga oksidimi i hekurit dhe reduktimi i mikrobeve.
Kalciumi		Cikli i kalciumit është transferimi i kalciumit midis fazave të tretura dhe të ngurta. Ka një furnizim të vazhdueshëm me jone kalciumi në rrugët ujore nga shkëmbinjtë, organizmat dhe dherat. Jonet e kalciumit konsumohen dhe largohen nga mjediset ujore pasi ata reagojnë për të formuar struktura si karbonati i kalciumit dhe silikati i kalciumit, i cili mund të depozitohet për të formuar sedimente ose ekzoskeletet e organizmave. Jonet e kalciumit mund të përdoren edhe biologjikisht, pasi kalciumi është thelbësor për funksionet biologjike si prodhimi i kockave dhe dhëmbëve ose funksionet qelizore. Cikli i kalciumit është një cikël i zakonshëm midis proçeseve tokësore, detare, gjeologjike dhe biologjike. Cikli detar i kalciumit ndikohet nga ndryshimi i dioksidit karbonik atmosferik, si rrjedhojë e acidifikimit oqeanik.
Silici		Cikli i silicit përfshin transportimin e silicit midis sistemeve të Tokës. Silici i opalit (SiO2), i quajtur edhe dioksit silici, është një kompozitë kimike e silicit. Silici është një element bioesencial dhe një nga elementet më të bollshme në Tokë. Cikli i silicit ka mbivendosje domethënëse me ciklin e karbonit (i quajtur cikli karbonat–silikat) duke luajtur një rol të rëndësishëm në depozitimin e karbonit nëpërmjet erozionit kontinental, eksporit biogjenik dhe fundosjes së sedimenteve silicore në shkallët kohore gjeologjike.

Modeli bazë me një kuti, përdorur gjerësisht për të ilustruar flukset në ciklet biogjeokimike hsp.

Modelet kuti

Modelet kutiore përdoren gjerësisht për të modeluar sistemet biogjeokimike. Ato janë modele të versioneve të thjeshtëzuara të sistemeve komplekse, duke i reduktuar ato në kuti (ose rezervuarë depozitues) për materialet kimike, të lidhur nga flukset materiale (rrjedhjet). Modelet e thjeshta kuti kanë një numër të vogël kutish me veti, si volumi, që nuk ndryshon me kohën. Kutitë merren se sillen sikur janë përzier në mënyrë homogjene. Këto modele shpesh përdoren për të nxjerr formulat analitike që përshkruajnë gjendjet dinamike dhe të qëndrueshme të shumësisë së llojeve kimike të përfshira.

Diagrama në të djathtë tregon një model bazik me një kuti. Rezervuari përmban sasinë e materialit M të konsideruar, pasi përcaktohet nga vetitë kimike, fizike apo biologjike. Burimi Q është fluksi i materialit në rezervuar, ndërsa dalja S është fluksi i materialit jashtë rezervuarit. Buxheti është kontrolli dhe baraspeshimi i burimeve dhe daljeve që prekin llogarinë materiale në një rezervuar. Rezervuari është në një gjendje të qëndrueshme nëse Q = S, d.m.th., nëse burimet baraspeshojnë daljet dhe në këtë mënyrë, përgjatë kohës, nuk ka ndryshim.

Meletet kuti globale biogjeokimike zakonisht masin:
            — masat e rezervuarëve në petagramë (Pg)
            — flukest e rrjedhjes në petagramë në vit (Pg v.⁻¹)
           Diagramet në këtë artikull përdorin kryesisht këto njësi
________________________________________________
 1 petagram = 10¹⁵ gramë = 1 gigatonë = 1 miliard (10⁹) tonë

Koha e daljes (e quajtur edhe koha e rinovimit) është koha mesatare që materiali shpenzon në rezervuar. Nëse rezervuari është në gjendje të qëndrueshme, kjo është e njëjtë me kohën që ai merr për të mbushur ose shkarkuar rezervuarin. Kështu, nëse τ është koha e daljes, atëherë τ = M/S. Ekuacioni që përshkruan raportin e ndryshimit të përmbajtjes në një rezervuar është:

${\frac {dM}{dt}}=Q-S=Q-{\frac {M}{\tau }}$

Buxheti i thjeshtëzuar i rrjedhjeve të karbonit oqeanik; shembull i një modeli me tre kuti.

Kur dy ose më shumë rezervuarë janë të lidhur, materiali mund të konsiderohet si qarkullues midis rezervuarëve dhe aty mund të ketë modele të parashikueshme të rrjedhjes ciklike. Modele më të ndërlikuara shumë-kutish zakonisht zgjidhen duke përdorur teknika numerike.

Masat e rezervuareve këtu përfaqësojnë depozitat e karbonit, të maturanë Pg C. Flukset e shkëmbimit të karbonit, maten në Pg C v.⁻¹, zhvillohet midis atmosferës dhe dy daljeve të saj madhore, tokës dhe oqeanit. Numrat e zinjë dhe shigjetat tregojnë masën e rezervuarit dhe shkëmbimet e flukseve të vlerësuara për vitin 1750, pak para Revolucionit Industrial. Shigjetat e kuqe (dhe numrat e lidhur) tregojnë shkëmbimet vjetore të flukseve, si rrjedhojë e veprimtarive antropogjenike, të mesatarizuara përgjatë periudhës kohore 2000–2009. Ato përfaqësojnë mënyrën si cikli i karbonit ka ndryshuar që nga viti 1750. Numrat e kuq në rezervuare përfaqësojnë ndryshimet kumulative në karbonin antropogjenik që nga fillimi i Periudhës Industriale, 1750–2011.

Raporti i eksportit dhe groposjes së karbonit organik tokësor në oqean; shembull i një modeli më të ndërlikuar kutish ndërvepruese

Diagrama e mësipërme tregon një buxhet të thjeshtëzuar të rrjedhjeve të karbonit oqeanik. Ajo është e përbërë nga tre modele kutish të ndërlidhura, një për zonën eufotike, një për zonën afotike ose oqeanin e errët dhe një për sedimentet oqeanike. Në zonën eufotike, prodhimi neto fitoplanktonik është rreth 50 Pg C në vit. Rreth 10 Pg eksportohet në oqeanin e errët, ndërsa pjesa tjetër prej 40 Pg shërben për frymëmarrjen. Degradimi i karbonit organik zhvillohet pasi grimcat (bora detare) vendosen përgjatë oqeanit të errët. Vetëm 2 Pg në vijim mbërrin në shtratin oqeanik, ndërsa 8 Pg të tjera ajrosin oqeanin e errët. Në sedimente, shkalla kohore e disponueshme për degradimin rritet nga rendi i magnitudës me rezultatin që 90% e karbonit organik të prurë degradohet dhe vetëm 0.2 Pg C v.⁻¹ në vijim groposet dhe transferohet nga biosfera në gjeosferë.

Lënda e tretur organike (DOM).

Madhësia dhe klasifikimi i grimcave detareAdaptuar nga Simon et al.; 2002.

Lënda e tretur dhe grimcuar

Diagrami i Venn-it përfaqëson format e ndryshme të lëndës së tretur organike (dissolved organic matter, DOM) i gjetur në ujë. Lënda e përgjithshme organike (total organic matter, TOM), karboni i përgjithshëm organik (total organic carbon, TOC), karboni i tretur organik dissolved organic carbon, DOC), karboni i grimcuar organik (particulate organic carbon, POC), azoti i tretur organik dissolved organic nitrogen, DON), dhe fosfori i tretur organik dissolved organic phosphorus, DOP). DOC mund të ndahet më tej në lëndë humike (acid humik, acid fulvik dhe huminë) dhe lëndë jo humik.

Prodhimi neto DOC, transporti dhe eksporti në oqean.

Rajonet me prodhim domethënës DOC (Dissolved organic carbon, karboni i tretur organik) neto (shigjetat e gjera) përfshijnë rajonet bregdetare dhe ekuatoriale ngjitëse që mbështesin shumë nga prodhimi i ri global. DOC transportohet drejtë dhe përreth gjiraqve subtropikale me qarkullimin sipërfaqësor të shtytur nga era. Eksporti zhvillohet nëse DOC i eksportueshëm (përqëndrime të larta tregohen nga fusha blu të errëta) është i pranishëm gjatë përmbysjes së kolonës ujore. Pararendës i formimit të masës së thellë dhe të ndërmjetme ujore. DOC eksportohet edhe me poshtvendosjen në gjira. Në rajonet kur ujërat subtropikale të pasura me DOC parandalohen nga sistemet frontale polare nga shërbyerja si një pararendës për qarkullimin përmbysës (si në sitet e formimit të ujërave fundore antarktike në Oqeanin Jugor) eksporti i DOC është një përbërës i dobët i pompës biologjike. Ujërave në jug të Frontit Polar Antarktik u mungon DOC domethënës i eksportueshëm (i paraqitur nga fushat blu të çelura) gjatë dimrit.

Proçeset në pompën biologjike

Numrat e dhënë janë flukset e karbonit (Gt C v.−1) në kuti të bardha dhe masat e karbonit (Gt C) në kuti të errëta

Pompat biologjike

Fitoplanktoni shndërron CO₂, që është tretur nga atmosfera në sipërfaqen e oqeaneve në karbon të grimcuar organik (POC) gjatë prodhimit parësor. Fitoplanktonet pastaj konsumohen nga krilli dhe zooplanktonet e vegjël, që nga ana tjetër hahen nga nivele më të larta trofike. Ndonjë fitoplankton i pakonsumuar formon agregate dhe bashkë me pelletet fekale të zooplanktonike, depozitohen me shpejtësi dhe eksportohen larg shtresës së përzier. Krilli, [[zooplanktoni dhe mikrobet gjuajnë fitoplanktone në sipërfaqen e oqeanit dhe duke i larguar grimcat detritale në thellësi, duke konsumuar dhe ajrosur këtë POC në CO₂ (karbon i tretur inorganik – dissolved inorganic carbon, DIC), vetëm një pjesë e vogël e karbonit të prodhuar në sipërfaqe zhytet në thellësinë oqeanike (d.m.th., thellësitë > 1000 m). Pasi krillët dhe zooplanktonet më të vogla ushqehen, ato gjithashtu e fragmentojnë grimcat në pjesë më të vogla, më të ngadalta ose që nuk zhyten (nëpërmjet ushqimit të përciptë, koprorheksi nëse feçet fragmentohen), duke e vonuar eksportimin e POC. Kjo çliron karbonin e tretur organik (DOC) ose drejtpërdrejtë nga qelizat ose indirekt nëpërmjet përthithjes bakteriale (rrethi i verdh rreth DOC). Bakteret pastaj mund ta rimineralizojnë DOC në DIC (CO₂, kopështaria mikrobike). Krilli Diel duke mërguar vertikalisht, zooplanktonet dhe peshqit mund ta transportojnë aktivisht karbonin në thellësi duke konsumuar POC në shtresën sipërfaqësore natën dhe duke e metabolizuar atë gjatë ditës, në rezidencën e tyre mezopelagjike të thellësive. Varësisht nga historia jetësore e species, transporti aktiv mund të zhvillohet në një bazë stinore gjithashtu.

Pompa biologjike, në formën e saj më të thjeshtë, është depozitimi biologjikisht i karbonit të oqeanit nga atmosfera në brendësinë e oqeanit dhe sedimetet e shtratit oqeanik. Është pjesë e ciklit karbonik detar përgjegjës për qarkullimin e lëndës organike të formuar kryesisht nga fitoplanktonet gjatë fotosintezës (pompa e indeve të buta), ashtu si dhe qarkullimi i karbonatit të kalciumit (CaCO₃) të formuar nga disa organizma si planktonet dhe molusqet (pompa e larbonatit).

Pompa biologjike

Pompa oqeanike balenore, kur balenat qarkullojnë ushqyesit përgjatë kolonës ujore

Pompa biologjike mund të ndahet në tre faza të dallueshme, e para nga të cilat është prodhimi i karbonit të fiksuar nga fototrofet planktonike në rajonet me sipërfaqe eufotike (drita e diellit) të oqeanit. Në këto ujëra sipërfaqësore, fitoplanktoni përdor dioksid karboni (CO₂), azot (N), fosfor (P) dhe gjurmë të tjera elementesh (bariumi, hekuri, zinku, etj.) gjatë fotozintezës për të formuar karbohidratet, lipidet dhe proteinat. Disa planktone, (p.sh.: coccolithophores dhe foraminifera) kombinojnë kalciumin (Ca) dhe tresin karbonatet (acidi karbonik dhe bicarbonatet) për të formuar një mbulim mbrojtës karbonati kalciumi (CaCO₃).

Kur ky karbon ngulitet në indet e buta ose të forta, organizmat ose qëndrojnë në zonën eufotike për tu ricikluar si pjesë e ciklit ushqyes rigjenerativ ose kur ngordhin, vijojnë drejtë fazës së dytë të pompës biologjike duke nisur të zhyten në shtratin e oqeanit. Grimcat e zhytura shpesh do të formojnë agregate pasi ato zhyten, duek e rritur shumë raportin e zhytjes. Është ky agregim që u jep grimcave një shans më të mirë ti largohen ngrënies dhe dekompozimit në kolonën ujore dhe në vijim të formojnë atë në shtratin detar.

Karboni i fiksuar që është ose i dekompozuar nga bakteret gjatë zhytjes ose kur vendosen në shtratin e detit, pastaj duke hyrë në fazën fundore të pompës duke u rimeneralizuar për tu përdorur prapë në prodhimin parësor. Grimcat që i shpëtojnë këtyre proçeseve tërësisht sekuestrohen në sedimente dhe mund të qëndrojnë aty për miliona vjetë. Është pikërisht ky karbon i sekuestruar që është përgjegjës për pakësimin e dioksidit të karbonit atmosferik.

Roli i mikroorganizmave

DOM, POM dhe shpërndarja virale

Lidhjet mes pjesëve të ndryshme të mjediseve të gjalla (baktere/viruse dhe fito-/zoo-planktone) dhe jo të gjalla (DOM/POM dhe lënda inorganike)

Rruga e shpërndarjes virale lehtëson rrjedhjen e lëndës së tretur organike (DOM) dhe lëndës së grimcuar organike (POM) përmes rrjetit ushqimor detar

Cikli karbonik detar

Cikli i oksigjenit

Ciklet e karbonit, oksigjenit dhe hidrogjenit

Shiko gjithashtu: Cikli karbonik detar

Cikli karbonik detar është i përbërë nga proçeset që e shkëmbejnë karbonin midis pellgjeve të ndryshme brenda oqeanit, ashtu si dhe midis atmosferës, brendësisë së Tokës dhe shtratit detar. Cikli karbonik është rezultat i shumë forcave ndërvepruese përgjatë kohëve të shumëfishta dhe shkallëve hapsinore, që qarkullon karbonin përreth planetit, duke siguruar që ai të jetë i disponueshëm globalisht. Cikli karbonik oqeanik është proçesi qëndror i ciklit karbonik rruzullor dhe përmban si karbon inorganik (karbon që s’është i lidhur me një gjë të gjallë, si dioksidi i karbonit), ashtu dhe karbon organik (karbon që është, ose ka qenë, i përfshirë në një gjë të gjallë). Pjesë të ciklit karbonik detar e shndërrojnë karbonin midis lëndës jetësore dhe asaj jo jetësore.

Tre proçeset (ose pompat) kryesore që përbëjnë ciklin karbonik detar e sjellin dioksidin karbonik atmosferik (CO₂) në brendësinë e oqeanit dhe e shpërndajnë përmes oqeaneve. Këto tre pompa janë: (1) pompa e tretshmërisë, (2) pompa e karbonatit dhe (3) pompa biologjike. Rezervuari i përgjithshëm aktiv i karbonit në sipërfaqen e Tokës për kohëzgjatje më pak se 10,000 vjetë është afërsisht 40,000 gigatonë C (Gt C, një gigaton është 1 miliard tonë, ose sa pesha e afërsisht 6 milionë [[balena e kaltër|balena blu) dhe rreth 95% (~38,000 Gt C) depozitohet në oqean, kryesisht si karbon i tretur inorganik. Diferencimi jonik i karbonit të tretur inorganik në ciklin karbonik detar është një kontrollor parësor i kiminë acide-baza në oqeane.

Format e karbonit
Forma e karbonit	Formula kimike	Gjendja	Rezervuari kryesor
dioksidi i karbonit	CO2	i gaztë	atmosferë
acid karbonik	H2CO3	i lëngshëm	oqean
jon bikarbonati	HCO3−	i lëngshëm (jon i tretur)	oqean
kompozita organike	shembuj: C6H12O6 (glukoza) CH4 (metani)	i ngurtë i gaztë	organizmat detare sedimentet organike (lënda djegëse fosile)
kompozita të tjera korboni	shembuj: CaCO3 (karbonat kalciumi) CaMg(CO3)2< br/>(karbonat kalcium-magnez)	e ngurtë	guacka shkëmbinj sedimentarë

Ndërveprimet biogjeokimik detar mes cikleve të karbonit, azotit dhe fosforit

RDOC: recalcitrant dissolved organic carbon (karbon i tretur organik rikalçifikues)
DOM: dissolved organic material (lëndë organike e tretur)
POM: particulate organic material (lëndë e grimcuar organike)

Ciklet azotike dhe fosforike

Cikli i azotit është po aq i rëndësishëm në det, sa dhe në tokë. Ndërsa cikli i përgjithshëm është i ngjashëm në të dy rastet, ka faktorë dhe mënyra të ndryshme transferimi për azotin në det. Azoti hyn në oqean nëpërmjet precipitimit, rrjedhjeve, ose so N₂ nga atmosfera. Ai nuk mund të përdoret nga fitoplanktonet si N₂, kështu që duhet të pësoi azotofiksimin, i cili kryehet më së shumti nga cianobakteret. Pa furnizimet e azotit të fiksuar që hyn në ciklin detar, azoti i fiksuar do të ishte përdorur në rreth 2000 vjetë. Fitoplanktonet kanë nevojë për azot në forma biologjikisht të disponueshme për sintezën fillestare të lëndës organike. Amoniaku dhe urea çlirohen në ujë nga ekskrecionet nga planktonet. Burimet e azotit hiqen nga zona eufotike nga lëvizja zhytëse e lëndës organike. Kjo mund të ndodh nga zhytja e fitoplanktoneve, përzierja vertikale, ose zhytja e mbetjeve të mërgimtarëve vertikalë. Zhytja bënë që amoniaku të futet në thellësitë e mëdha, poshtë zonës eufotike. Bakteriet janë të afta ta shndërrojnë amoniakun në nitrit dhe nitrat, por ato pengohen nga drita, kështu që kjo duhet të ndodh poshtë zonës eufotike. Amoniakifikimi ose mineralizimi kryhet nga bakteret për ta shndërruar azotin organik në amoniak. Nitrifikimi mund të ndodh për të shndërruar amoniakun në nitrit dhe nitrat. Nitrati mund të rikthehet në zonën eufotike nëpërmjet përzierjes vertikale dhe proçesit të ngjitjes, ku ai mund të merret nga fitoplanktonet për ta vijuar ciklin. N₂ mund të rikthehet në atmosferë nëpërmjet denitrifikimit.

Zonat e vdekura në oqean, ku fosfori dhe azoti nga fertilizuesit e rrjedhur nga toka, që shkakton tejrritje të mikro-organizmave, duke shteruar oksigjenin dhe shuar faunën. Zona të mëdha të vdekura gjenden në zonat bregdetare me dendësi të lartë popullsie njerëzore.

Amoniaku mendohet se është burimi i parapëlqyer i azotit të fiksuar për fitoplanktonet, pasi përthithja e tij nuk përfshin një reaksion redoks dhe kështu kërkon pak energji. Nitrati kërkon një reaksion redoks për përthithjen, por është më me shumicë, kështu që shumica e fitoplanktoneve janë adaptuar për të pasur enzimat e nevojshme për të ndërmarrë këtë reaksion redoks (reaksioni i redoksit të nitratit). Ka pak përjashtime të shqura dhe mirënjohura që përfshijnë shumicën e prochlorococcus dhe disa synechococcus, që mundin vetëm ta marrin azotin si amoniak.

Cikli detar i azotit

Cikli detar i fosforit

Fosfori është një ushqyes thelbësor për bimët dhe kafshët. Ai është një faktor kufizues për organizmat ujore. Fosfori formon pjesë të rëndësishme të molekulave jetë-mbështetëse, që janë shumë të zakonshme në biosferë. Ai hyn në atmosferë në sasi shumë të ulëta, kur pluhuri tretet në ujin e shiut dhe spërklat detare, por qëndron kryesisht në tokë, në shkëmbinj dhe dherat minerale. Tetëdhjetë përqind e fosforit të nxjerrë në miniera përdoret për të prodhuar fertilizues. Fosfatet nga fertilizatorët, ujërat e zeza dhe detergjentët mund të shkaktojnë ndotje në liqene dhe rrjedha. Tej pasurimi i fosfatit, si në ujërat e ëmbla ashtu dhe në ujërat bregdetare mund të çoi në rritje masive të algave, të cilat, kur shuhen dhe dekompozohen çojnë drejtë eutrofizimit vetëm të ujërave të ëmbla. Studime të fundit sugjerojnë se ndotësi mbizotërues përgjegjës për mbizhvillimin e algave në ujin e kripur të grykëderdhjeve dhe habitatet bregdetare është azoti.

Fosfori gjendet më me shumicë në natyrë si pjesë e joneve të ortofosfatit (PO₄)³⁻, të përbërë nga një atom P dhe 4 atome oksigjen. Në tokë shumica e fosforit gjendet në shkëmbinj dhe minerale. Depozita të pasura me fosfor janë formuar përgjithësisht në oqeane ose nga ekskrementet guano dhe përgjatë kohës, proçeset gjeologjike i sjellin sedimentet detare në tokë. Erozioni i shkëmbinjve dhe mineraleve çliron fosfor në një formë të tretshme, që merret nga bimët dhe shndërrohet në kompozita organike. Bimët mund pastaj, të konsumohen nga barngrënësit dhe fosfori në këtë mënyrë përfshihet në indet e tyre ose jashtëqitet. Pas ngordhjes, kafsha ose bima dekompozohet dhe fosfori rikthehet në dhe, ku një pjesë e madhe e tij shndërrohet në kompozita të patretshme. Rrjedhjet mund të bartin një pjesë të vogël të fosforit prapë në oqean.

Cikli i ushqyesve

Rrjedhja e energjisë dhe qarkullimi i ushqyesve

Vijat e gjelbra të errëta përfaqësojnë lëvizjen e ushqyesve, ndërsa vijat e ndërprera përfaqësojnë lëvizjen e energjisë. Ushqyesit qëndrojnë brenda sistemit, ndërsa energjia hyn nëpërmjet fotosintezës dhe e lë sistemin kryesisht si nxehtësi, një formë energjie e padobishme biologjikisht.

Një cikël ushqyes është qarkullimi dhe shkëmbimi i lëndës organike dhe inorganike përsëri në prodhimin e lëndës. Proçesi rregullohet nëpërmjet rrugëve të disponueshme në rrjetet ushqimore detare, të cilat në fund e dekompozojnë prapë lëndën organike në ushqyes inorganikë. Ciklet e ushqyesve zhvillohen brenda ekosistemeve. Rrjedhja e energjisë ndjek një rrugë një drejtimëshe dhe jo ciklike, ndërsa lëvizja e ushqyesve mineralë është ciklike. Ciklet minerale përfshijnë ciklin e karbonit, të oksigjenit, azotit, fosforit dhe sulfurit, mes të tjerëve, që riciklohen vazhdimisht bashkë me ushqyesit mineralë në ushqimin prodhimtar ekologjik.

Ka mbivendosje të konsiderueshme midis termave për ciklin biogjeokimik dhe ciklin e ushqyesve. Disa libra i integrojnë të dy dhe duket se i trajtojnë si terma sinonime. Gjithësesi, shpesh termat shfaqen të pavarur. Cikli ushqyes përdoret më shpesh në referencë të drejtpërdrejtë për idenë e një cikli ndër-sistemor, ndërsa një ekosistem funksionon si një njësi. Nga një këndvështrim praktik, nuk ka kuptim të pohosh një ekosistem tokësor duke e konsideruar kolonën e përgjithshme të ajrit mbi të ashtu dhe thellësitë e tokës poshtë tij. Ndërsa një ekosistem shpesh nuk ka kufij të qartë, si një model punimi është praktike të konsiderosh bashkësinë funksionale ku zhvillohet transferimi i pjesës më të madhe të lëndës dhe energjisë. cikli i ushqyesve zhvillohet në ekosisteme që marrin pjesë në "ciklet më të mëdha biogjeokimike të Tokës nëpërmjet një sistemi hyrjesh dhe daljesh".

Cikli detar i ushqyesve

Fluksi i ushqyesve detar

Ushqyesit e tretur

Ushqyesit e tretur në ujin e detit janë thelbësor për mbijetesën e jetës detare. Veçanërisht të rëndësishëm janë azoti dhe fosfori. Ata konsiderohen si ushqyes kufizues në shumë mjedise detare, pasi prodhuesit parësorë, si algat dhe bimët detare, nuk mund të rriten pa ta. Ata janë kritikë për stimulimin e prodhimit parësor detar nga fitoplanktonet. Ushqyes të tjerë të rëndësishëm janë silici, hekuri dhe zinku.

Rrjedhjet tokësore i largojnë ushqyesit dhe ndotësit drejtë detit

Baseni i largimit të oqeaneve dhe deteve kryesore janë shënuar nga ndarjet kontinentale. Zonat gri janë basenet endorreike që nuk shkarkohen në oqean.

Proçesi ciklimit të ushqyesve në det, nis me pompimin biologjik, kur ushqyesit nxiren nga ujërt sipërfaqësore nga fitoplanktonet për tu bërë pjesë e formimit të tyre organik. Fitoplanktonet nga ana tjetër haen nga organizma të tjera, ose shuhen dhe zhyten si precipitim detar. Aty ato dekompozohen dhe rikthehen në gjendjen e tretur, por në thellësitë e mëdha të oqeanit. Pjelloria e oqeaneve varet nga bollëku i ushqyesve dhe matet nga prodhimi parësor detar, i cili është raporti i fiksimit të karbonit për njësi ujë për njësi kohe. "Prodhimi parësor shpesh hartografohet nga satelitët duke përdorur shpërndarjen e klorofilit, i cili është një pigment i prodhuar nga bimët që përthithin energji gjatë fotosintezës. Shpërndarja e klorofilit tregohet në figurën e mësipërme. Siç mund të shihet, bollëku më i madh gjendet pranë vijës bregdetare, ku ushqyesit nga toka furnizohen nëpërmjet lumenjve. Vendndodhje të tjera ku nivelet e klorofilit janë të larta janë zonat e ngjitjes, ku ushqyesit sillen në sipërfaqen e oqeanit nga proçesi i ngjitjes..."

Raporti i azotit me fosforin në sipërfaqen oqeanike. Ushqyesit janë të disponueshëm në tre rajonet HNLC (High-nutrient, low-chlorophyll regions) në raportet Redfield për veprimtarinë biologjike.

"Një tjetër element kritik për shëndetin e oqeaneve është përmbajtjaq e oksigjenit të tretur. Oksigjeni në sipërfaqen e oqeanit shtohet vazhdimisht përgjatë ndërlidhjes ajër-det, ashtu si dhe nga fotosinteza; përdoret në frymëmarrjen e organizmave detare dhe gjatë dekompozimit ose oksidimit të lëndës organike, që precipiton në oqean dhe dipozitohet në fundin oqeanik. Shumica e organizmave kërkojnë oksigjen, kështu që shterimi i tij ka efekte kundërvepruese ndaj jetës detare. Temperatura i ndikon gjithashtu nivelet e oksigjenit, pasi ujëraqt e ngrohta mund të mbajnë më pak oksigjen të tretur sesa ujërat e ftohta. Kjo marrëdhënie do të ketë ndikime të rëndësishme për të ardhmen e oqeaneve, ashtu siç mund të shihet... Vetia përfundimtare e ujit të detit mund të konsiderohet përmbajtja e dioksidit karbonik të tretur. CO₂ është pothuajse i kundërt me oksigjenin në shumë proçese kimike dhe biologjike; ai përdoret nga planktonet gjatë fotosintezës dhe nxirret gjatë frymëmarrjes ashtu si dhe gjatë oksidimit të lëndës organike. Siç do të shihet më vonë, përmbajtja e CO₂ ka rëndësi për studimin e moshës së ujërave të thella".

Cikli sulfurik detar

Cikli biogjeokimik i sulfurit të sedimenteve detare

Shigjetat tregojnë flukset dhe rrugët e proçeseve biologjike ose kimike

Reduktimi mikrobik i sulfatit disimilator në sulfid është më së shumti rruga fundore e mineralizimit të lëndës orgaqnike në shtratin detar anoksik. Oksidimi kimik ose mikrobik i sulfidit të prodhuar vendos një rrjet të ndërlikuar rrugësh në ciklin sulfurik, duke çuar në lloje të ndërmjetme sulfurore dhe pjesërisht prapë në sulfat. Të ndërmjetmet përfshijnë sulfurin elementar, polisulfidet, thiosulfatin dhe sulfitin, që janë të gjitha substrate për oksidimin e mëtejshmë mikrobial, reduktimin ose shpërpjesëtimin. Zbulimet e reja mikrobiologjike, si transferimi në distancë të madhe i elektroneve nëpërmjet oksidimit të sulfidit të bakterieve kabëll, i shtohen ndërlikimit. Reaksionet e shkëmbimit të izotopeve luajnë një rol të rëndësishëm për gjeokiminë e qëndrueshme të izotopeve dhe për studimin eksperimental të shndërrimeve të sulfurit duke përdorur radio-gjurmues. Proçeset e katalizuara në mënyrë mikrobike janë pjesërisht të kthyeshëm ndërsa reaksioni prapësues ndikon interpretimin tonë të eksperimeteve radio-gjurmuese, duke mundësuar një mekanizëm për fraksionimin e izotopeve.

Reduktimi i sulfatit në shtratin detar përqëndrohet fortësisht afër sedimenteve sipërfaqësore me nivele të larta depozituese përgjatë skajeve oqeanike. Cikli detaro-bentonik i sulfurit është në këtë mënyrë i ndjeshëm ndaj ndikimit antropogjenik, si ngrohja oqeanike dhe rritja e ngarkesës ushqyese në detet e afërt. Kjo stimulon produktivitetin fotosintetik duke rezultuar në eksportin e intensifikuar të lëndës organike në shtratin detar, shpesh i kombinuar me përqëndrim të ulët oksigjenik në fundin e ujërave. Zonimi biogjeokimik, në këtë mënyrë, ngjeshet drejtë sipërfaqes sedimentare dhe baraspesha e mineralizimit të lëndës organike zhvendoset nga proçeset oksike dhe suboksike drejtë reduktimit të sulfatit dhe metanogjenezës.

Cikli Sulfurik

Cikli i squfurit në mjediset detare është studiuar mirë nëpërmjet mjeteve sistematikës së izotopeve të sulfurit të shprehur si δ³⁴S. Oqeanet moderne kanë depozita squfuri prej 1.3 × 10²¹ g, që haset kryesisht si sulfat me vlerë δ³⁴S prej +21‰. Fluksi i përgjithshëm hyrës është 1.0 × 10¹⁴ g/vit me kompozimin e izotopeve të sulfurit prej ~3‰. Sulfati lumor i dalë nga erozioni tokësor i mineraleve sulfide (δ³⁴S = +6‰) është hyrja kryesore e sulfurit në oqeane. Burime të tjera janë çgazimi metamorfik e vullkanik si dhe veprimtaria hidrotermale (δ³⁴S = 0‰), e cila lëshon lloje të reduktuara sulfuri (p.sh.: H₂S dhe S⁰). Ka dy dalje kryesore të sulfurit nga oqeanet. Dalja e parë është groposja e sulfatit ose si avullime detare (p.sh.: gipsi) ose sulfati i lidhur me karbonat, që llogaritet nëpërmjet 6 × 10¹³ g/vit (δ³⁴S = +21‰). Dalja e dytë e sulfurit është groposja e piritit në sedimentet e shelfit ose sedimentet shtratit të thellë detar (4 × 10¹³ g/vit; δ³⁴S = -20‰). Dalja e përgjithshme e fluksit të sulfurit detar është 1.0 × 10¹⁴ g/vit, që përputhet me flukset hyrëse, duke nënkuptuar gjendjen e qëndrueshme të buxhetit të sulfurit detar. Koha e qëndrimit të sulfurit në oqeanet e tanishme është 13,000,000 vjetë.

Në oqeanet e tanishme, Hidrogjenovibrio krunoxhenusi, Halothiobacillusi dhe Bexhatoa janë bakteret kryesore sulfur oksiduese, duke formuar simbioza kimiosintetike me bujtinarët shtazorë. Bujtinari mundëson substratet metabolike (p.sh.: CO₂, O₂, H₂O) për simbiotin, ndërsa simbioti gjeneron karbon organik për mbështetjne e veprimtarive metabolike të bujtinarit. Sulfati i prodhuar zakonisht kombinohet me jonet e rrjedhura të kalciumit për të formuar gips, që mund të krijoi depozita të mëdha të shpërndara afër qendrave në zgjerim të mesit të oqeanit.

Cikli biogjeokimik i hekurit: hekuri qarkullon përmes atmosferës, litosferës dhe oqeaneve. Shigjetat e etiketuara tregojnë fluksin vjetor të hekurit në Tg.

Burimet hidrotermale nxjerrin sulfid hidrogjeni që mbështet fiksimin e karbonit të bakterieve kimiolitotrofike që oksidon sulfidin e hidrogjenit me oksigjenin për të prodhuar sulfur elementar ose sulfat.

Cikli i hekurit dhe pluhuri

Shiko gjithashtu: pluhuri

Cikli i hekurit (Fe) është cikli biogjeokimik i hekurit përgjaqtë atmosferës, hidrosferës, biosferës dhe litosferës. Ndërsa Fe është i shumtë në koren e Tokës, është më pakë i zakonshëm në sipërfaqen e oksigjenuar të ujërave. Hekuri ëshë një mikronutrient kyç në produktivitetin parësor, dhe një ushqyes kufizues në Oqeanin Jugor, Paqësorin ekuatorial lindor dhe në Paqësorin Subarktik të referuara si rajone me ushqyes të shumtë dhe klorofil të paktë (High-Nutrient, Low-Chlorophyll, HNLC) të oqeaneve.

Kolonitë detare të cianobaktereve Trichodesmium, ndërveprojnë me bakteret për të përfituar hekur nga pluhuri

Hekuri oqeanik qarkullon midis planktoneve, grimcave të agreguara (hekur i padisponueshëm biologjikisht) dhe i tretur (hekur i disponueshëm biologjikisht), duke u bërë sediment nëpërmjet groposjes. Burimet hidrotermale çlirojnë hekur ferroz në oqean përveç hyrjeve oqeanik nga burimet tokësore. Hekuri nëpërmjet vullkanizmit arrin në atmosferë, Pluhuri eolik, dhe disa nëpërmjet djegies nga njerëzit. Gjatë Antropocenit, hekuri është nxjerë nga minierat në kore dhe një pjesë është ridepozituar në vend-depozitimet e mbeturinave.

Roli i kafshëve detare në qarkullimin e hekurit në Oqeanin Jugor.

Figura majtas tregon:
a. spp. Trichodesmium N₂-fiksuese, që zakonisht hasen në ujëra tropikale dhe sub-tropikale. Këto specie kanë rëndësi të madhe mjedisore në fertilizimin oqeanik me ushqyes të rëndësishëm.
b. Trichodesmium mund të krijoi lulëzime masive në rajonet e varfra oqeanike me depozitime të larta pluhuri, pjesërisht për shkak të aftësisë së tyre unike për të kapur pluhurin, ta qëndërzojnë dhe në vijim për ta tretur atë.
c. Rrugët e propozuara të lidhura përfitimin e pluhurit ferroz: baktere që qëndrojnë brenda kolonive prodhojnë siderofore (C-I), reagojnë me grimcat e pluhurit në bërthamën e kolonisë dhe gjenerojnë hekur të tretur (C-II). Ky hekur i tretur, i ndërlikuar nga sideroforet, pastaj merret si nga trichodesmium ashtu dhe bakteret e saj rezidente (C-III), duke rezultuar në përfitim të ndërsjelltë për të dy partnerët e konsociumit.

Pluhuri global

Hartë e pluhurit në 2017

Shpërndarja oqeanike e depozitimit të pluhurit

Hekuri është një mikronutrient thelbësor për pothuajse çdo formë jete. Ai është një përbërës kyç i hemoglobinës, i rëndësishëm për fiksimin e azotit si pjesë e familjes së enzimave nitrogjenaze dhe si pjesë e bërthamës hekur-sulfur të ferredoksinës duke lehtësuar transportin e elektroneve në kloroplaste, mitokondritë eukarjotike dhe bakterie. Për shkak të reagueshmërisë së lartë të Fe²⁺ me oksigjenin dhe tretshmërisë së ulët të Fe³⁺, hekuri është një ushqyes kufizues në shumicën e rajoneve të botës.

Cikli karbonat-silikat (përqëndruar në ciklin karbonik)

Ciklet e kalciumit dhe silicit

Shiko gjithashtu: acidifikimi i oqeanit

Cikli i kalciumit është zhvendosja e kalciumit midis fazave të tretura dhe të ngurta. Ka një furnizim të vazhdueshëm të joneve të kalciumit në rrugët ujore nga shkëmbinjtë, organizmat dhe dherat. Jonet e kalciumit konsumohen dhe largohen nga mjediset ujore pasi reagojnë për të krijuar struktura të patretshme, si karbonati i kalciumit dhe silikati i kalciumit, që mund të depozitohet për të formuar sedimente ose ekzoskeletet e organizmave. Jonet e kalciumit mund të përdoren edhe biologjikisht, pasi kalciumi është thelbësor për funksionet biologjike si formimi i kockave dhe dhëmbëve ose funksionet qelizore. Cikli i kalciumit është një hallkë e zakonshme midis proçeseve tokësore, detare, gjeologjike dhe biologjike. Ai zhvendoset përmes këtyre proçeseve të ndryshme kur qarkullon përgjatë Tokës. Cikli detar i kalciumit ndikohet nga ndryshimi dioksidit karbonik të atmosferës, si pasojë e acidifikimit oqeanik.

Ekuilibri i acidit karbonik në oqeane

Karbonati i kalciumit biogjenik formohet kur organizmat detare, si kokolitoforët, koralet, pteropodët dhe molusqe të tjera i shndërrojnë jonet e kalciumit dhe bikarbonatit në guaska dhe ekzoskelete prej kalçiti ose aragoniti, të dy forma të karbonatit të kalciumit. Kjo është zhytja mbizotëruese për kalciumin e tretur në oqean. Organizmat e ngordhura zhyten në fundin oqeanik, duke depozituar shtresa guaskash, të cilat përgjatë kohës çimentohen për të formuar gëlqerorët. Kjo është prejardhja e gëlqerorëve si detar ashtu dhe tokësorë.

Cikli i karbonatit në mjedisin ujor.}}

Kalciumi precipiton në karbonat kalciumi sipas ekuacionit vijues:

Ca²⁺ + 2HCO₃⁻ → CO₂+ H₂O + CaCO₃

Marrëdhënia midis kalciumit të tretur dhe karbonatit të kalciumit ndikohet shumë nga nivelet e dioksidit karbonik (CO₂) në atmosferë. Shtimi i dioksidit karbonik çdon në më shumë bikarbonat në oqean sipas ekuacionit vijues:

CO₂ + CO₃²⁻ + H₂O → 2HCO₃⁻

Cikli modern oqeanik i silicit; duke paraqitur rrjedhjet dhe magnitudat kryesore. Flukset në T mol Si y⁻¹ = 28 milionë tonë silikon në vit

Me marrëdhënien e tij të ngushtë me ciklin e karbonit dhe efektet e gazeve serë, si cikli i kalciumit ashtu dhe ai i karbonit janë të parashikueshëm në vitet në vijim. Gjurmimi i izotopeve të kalciumit mundëson parashikimin e ndryshimeve mjedisore, me shumë burime që sugjerojnë rritjen e temperaturave si në atmosferë ashtu dhe në mjedisin detar. Si pasojë, kjo do ta ndryshonte në mënyrë drastike thërrmimin e shkëmbinjve, pehazhi (pH) i oqeaneve dhe rrugëve ujore dhe në këtë mënyrë sedimentimin e kalciumit, duke bujtur një grup implikimesh në ciklin e kalciumit.

Efektet e një oqeani acidik (me pH të projektuar për vitin 2100) në një guackë pteropodi të përbërë prej kalçiti – gucka tretet në mënyrë progresive në pH të ulët pasi kalciumi është hequr nga ajo

Si rrjedhojë e ndërveprimeve të ndërlikuara të kalciumit me shumë aspekte të jetës, efektet e kushteve të ndryshuara mjedisore nuk ka gjasa të njihen deri sa të ndodhin. Parashikimet gjithësesi mund të tentohet të kryhen, bazuar në kërkime të bazuara në dëshmi. Nivelet e rritura të dioksidit të karbonit dhe ulja e pH oqeanik do ta ndryshojnë tretshmërinë e kalciumit, duke i penguar koralet dhe organizmat me guacka të zhvillojnë ekzoskeletin e tyre me bazë kalciumi, duke i bërë në këtë mënyrë ata të prekshëm ose të paaftë për të mbijetuar.

Shumica e prodhimit biologjik të silicit biogjenik në oqean kontrollohet nga diatometë, me kontribute të mëtejshme nga radiolarianët. Këto mikroorganizmat nxjerin acid silicik të tretur nga sipërfaqja e ujërave gjatë rritjes dhe e rikthejnë atë duke e ricikluar përgjatë kolonës ujore, pasi ngordhin. Hyrjet e silicit në oqean nga lartë arrijnë nëpërmjet lumenjve dhe pluhurit eolik, ndërsa ato nga poshtë përfshijnë riciklimin e sedimenteve të shtratit detar, erozionin dhe veprimtarinë hidrotermale.

Biomineralizimi

Depozitim i organizmave/guackave kalçifikuese në shtratin oqeanik

«Veprimtaria Biologjike është një forcë mbizotëruese në formimin e strukturës kimike dhe evolucionin e mjedisit të sipërfaqes së Tokës. Prania e një atmosfere-hidrosfere të oksigjenuar rrethuese, një mjedis tepër reduktues i tokës së ngurtë është rrjedhoja më mbresëlënëse e ngritjes së jetës në Tokë. Evolucioni biologjik dhe funksionimi i ekosistemeve, nga ana tjetër, ja në një shkallë të madhe të kushtëzuara nga proçeset gjeofizike dhe gjeologjike. Kuptimi i ndërveprimeve midis organizmave dhe mjedisit të tyre abiotik, si dhe evolucioni e kombinuar rezultues i biosferës dhe gjeosferës, është një temë qëndrore kërkimore në biogjeologji. Biogjeokimistët kontribuojnë në këtë kuptim duke studjuar shndërrimet dhe zhvendosjet e substateve kimike dhe produkteve të veprimtarisë biologjike në mjedis».

"Që nga Shpërthimi Kambrian, pjesë të mineralizuara trupash janë sekretuar në sasi të mëdha nga biota. Si rrjedhojë e karbonatit të kalciumit, fosfatit të silicit dhe kalciumit janë fazat kryesore minerale që përbëjnë këto pjesë të forta. Biomineralizimi luan një rol të rëndësishëm në ciklet biogjeokimike të karbonit, kalciumit, silicit dhe fosforit".

Karboni i thellësisë së Tokës

Qarkullimi i thellë

Qarkullimi i thellë përfshin shkëmbimin e materialeve me mantelin e Tokës. Cikli ujor i thellësisë përfshin shkëmbimin e ujit me mantelin, me ujin e bartur poshtë nga nën-vendosja e pllakave oqeanike dhe rikthehet nëpërmjet veprimtarisë vullkanike, i veçuar nga proçesi i ciklit ujor, që zhvillohet sipër dhe në sipërfaqen e Tokës. Një pjesë e ujit arrin deri në mantelin e poshtëm të Tokës, dhe mund të arrijë bërthamën e jashtme të Tokës.

Në këndvështrimin tradicional të ciklit ujor (i njohur edhe si cikli hidrologjik), uji zhvendoset midis rezervuarëve në atmosferë dhe sipërfaqen e Tokës ose afër sipërfaqes (duke përfshirë oqeanet, lumenjtë dhe liqenet, akullnajat dhe shtresën e akullit polar, biosferën dhe ujërat nëntokësorë). Gjithësesi, përveç ciklit sipërfaqësor, uji luan gjithashtu një rol të rëndësishëm në proçeset gjeologjike, duke arritur poshtë në koren dhe mantelin e Tokës. përmbajtja e ujit në magmë përcakton se sa shpërthyes një vullkan është; ujëri i nxehtë është bartësi kryesore për mineralet e rëndësishme ekonomikisht për tu përqëndruar në depozitat minerale hidrotermale; gjithashtu uji luan një rol të rëndësishëm në formimin dhe zhvendosjen e naftës. Nafta është një lëndë djegëse fosile e rrjedhur nga lëndët e vjetra organike të fosilizuara, si zoo-planktonet dhe algat.

Uji nuk është thjesht i pranishëm si një fazë e veçuar në tokë. Uji i detit filtron në koren oqeanike dhe hidraton shkëmbinjtë magmatikë si olivinë dhe piroksenë, duke i shndërruar ata në minerale hidroze si serpentinat, talku dhe bruciti. Në këtë formë, uji bartet poshtë në mantel. Në mantelin e sipërm, nxehtësia dhe trysnia i dehidraton këto minerale, duke çliruar shumë nga ai në pykën e sipërme të mantelit, duke shkaktuar shkrirjen e shkëmbit që ngjitet për të formuar harqet vullkanike. Megjithatë, disa nga "mineralet nominalisht anhidroze" që janë të qëndrueshme më thellë në mantel mund të depozitojnë përqëndrime të vogla uji në formë hidroksili (OH⁻), dhe se ata zënë volume të mëdha të Tokës, janë të aftë të depozitojnë të paktën po aq sa oqeanet.

Proçeset e nxjerrjes së karbonit të gaztë}}

Këndvështrimi tradicional i origjinës së oqeaneve është se ata u mbushën nga dalja e gaztë nga manteli në Eonin e hershëm Arkean dhe manteli, që atëherë, ka ngelur i dehidratuar. Gjithësesi, nënvendosja bart ujë poshtë në një nivel që do ta zbrazte oqeanin në 1–2 miliardë vjetë. Megjithatë, ndryshimet në nivelin global të deteve përgjatë 3–4 miliardë vjetëve të shkuara ka qenë vetëm pak qindra metra, shumë më pak sesa thellësia mesatare oqeanike prej 4 kilometrash. Kështu, flukset hyrëse dhe dalëse të ujit në mantel pritet të jenë pak a shumë të barazpeshuara dhe përmbajtja e ujit të mantelit e qëndrueshme. Uji i bartur në mantel në vijim kthehet në sipërfaqe nga shpërthimet e kurrizeve mes-oqeanike dhe pikat e nxehta. Vlerësimet e sasisë së ujit në mantel variojnë nga ¹⁄₄ deri në 4 fishin e ujit në oqean.

Cikli i thellë i karbonit është qarkullimi i karbonit përgjatë mantelit dhe bërthamës së Tokës. Ai bënë pjesë në ciklin e karbonit dhe është i lidhur ngushtësisht me qarkullimin e karbonit në sipërfaqen e Tokës dhe atmosferë. Duke e rikthyer karbonin në thellësinë e Tokës, ai luan një rol kritik në ruajtjen e kushteve të nevojshme tokësore për ekzistencën e jetës. Pa të, karboni do të grumbullohej në atmosferë, duke arritur përqëndrime skajshmërisht të larta përgjatë periudhave të mëdha kohore.

Cikli shkëmbor dhe pllakat tektonike

Lëndët fosile

Shiko gjithashtu: Lënda djegëse fosile

Fitoplanktonet dhe zooplanktonet ujore që ngordhin dhe sedimentohen në sasi të mëdha nën kushte anoksike miliona vjetë më parë fillojnë të formojnë naftë dhe gaz natyror, si pasojë e dekompozimit anaerobik (në dallim, bimët tokësore priren të formojnë qymyr dhe metan). Përgjatë kohës gjeologjike kjo lëndë organike, përzihet me baltë, pasi groposet nën shtresa të tjera të rënda sedimentesh inorganike. Temperaturat e larta rezultuese dhe trysnia shkaktojnë që lënda organike ndryshoi kimikisht, në fillim në një material të dylltë të njohur si kerogjen, e cila gjendet në shistet bituminoze dhe pastaj me më shumë nxehtësi në hidrokarbure të lëngshme dhe të gazta në një proçes të njohur si katagjenezë.

Këto organizma dhe lënda e tyre fosile në mënyrë tipike kanë një moshë prej miliona vjetësh, bile ndonjëherë më shumë se 650 milionë vjetë, energjia e çliruar në djegie është akoma fotosintetike në origjinë.

Cikle të tjera

Gjurmë të tilla mineralesh, mikronutrientësh, ciklet e nxitura nga njeriu për kompozitat sintetike si poliklorinati bifenil (PCB).

• 
  Cikli i plumbit
• 
  Cikli i Merkurit

Shiko edhe

• Kimia detare
• Acidifikimi i oqeanit
• Biologjia detare
• Oqeanografia fizike
• Oqeanografia biologjike
• Kalçifikimi biogjenik detar
• Cikli karbonik detar
• Ç'oksigjenimi oqeanik
• Gjeologjia detare

Bibliografia

• Basu, Subhajit; Gledhill, Martha; De Beer, Dirk; Prabhu Matondkar, S. G.; Shaked, Yeala (2019). "Colonies of marine cyanobacteria Trichodesmium interact with associated bacteria to acquire iron from dust". Communications Biology (në anglisht). 2: 284. doi:10.1038/s42003-019-0534-z. PMC 6677733. PMID 31396564.
• R. Bear; D. Rintoul (2018). "Biogeochemical Cycles". përmbledhur nga R. Bear; D. Rintoul; B. Snyder; M. Smith-Caldas; C. Herren; E. Horne (red.). Principles of Biology (në anglisht) – nëpërmjet OpenStax.
• S. J. Beckett; J. S. Weitz (2017). "Disentangling niche competition from grazing mortality in phytoplankton dilution experiments". PLOS ONE (në anglisht). 12 (5): e0177517. doi:10.1371/journal.pone.0177517.{{cite journal}}: Mirëmbajtja CS1: DOI i lirë i pashënjuar (lidhja)
• D. R. Bell; G. R. Rossman (13 mars 1992). "Water in Earth's Mantle: The Role of Nominally Anhydrous Minerals". Science (në anglisht). 255 (5050): 1391–1397. Bibcode:1992Sci...255.1391B. doi:10.1126/science.255.5050.1391. PMID 17801227. S2CID 26482929. Marrë më 23 prill 2019.
• R. A. Berner (1 maj 2004). "A model for calcium, magnesium and sulfate in seawater over Phanerozoic time". American Journal of Science (në anglisht). 304 (5): 438–453. Bibcode:2004AmJS..304..438B. doi:10.2475/ajs.304.5.438. ISSN 0002-9599.
• Thomas S. Bianchi (2007). Biogeochemistry of Estuaries (në anglisht). Oxford University Press. ISBN 978-019516082-6.
• M. J. Bickle; J. C. Alt; D. A. Teagle (1994). "Sulfur transport and sulphur isotope fractionations in ocean floor hydrothermal systems". Mineralogical Magazine (në anglisht). 58A (1): 88–89. Bibcode:1994MinM...58...88B. doi:10.1180/minmag.1994.58A.1.49.
• R. J. Bodnar; T. Azbej; S. P. Becker; C. Cannatelli; A. Fall; M. J. Severs (2013). "Whole Earth geohydrologic cycle, from the clouds to the core: The distribution of water in the dynamic Earth system" (PDF). përmbledhur nga M. E. Bickford (red.). The Web of Geological Sciences: Advances, Impacts, and Interactions: Geological Society of America Special Paper 500 (në anglisht). The Geological Society of America. fq. 431–461. doi:10.1130/2013.2500(13). ISBN 978-081372500-0. Marrë më 19 prill 2019.
• F. H. Bormann; G. E. Likens (1967). "Nutrient cycling" (PDF). Science (në anglisht). 155 (3761). Bibcode:1967Sci...155..424B. doi:10.1126/science.155.3761.424. PMID 17737551. S2CID 35880562. Arkivuar nga origjinali (PDF) më 27 shtator 2011.
• Peter Brimblecombe (2014). "The global sulfur cycle". Treatise on Geochemistry (në anglisht). Vëll. 10. Amsterdam: Elsevier. fq. 559–591. doi:10.1016/B978-0-08-095975-7.00814-7. ISBN 978-008098300-4.
• J. R. Brum; J. J. Morris; M. Décima; M. R. Stukel (2014). "2". Mortality in the oceans: Causes and consequences. Eco-DAS IX Symposium Proceedings (në anglisht). Association for the Sciences of Limnology and Oceanography. fq. 16–48. ISBN 978-0-9845591-3-8.
• A. G. Cameron (1973). "Abundances of the elements in the solar system". Space Science Reviews (në anglisht). 15 (1): 121. Bibcode:1973SSRv...15..121C. doi:10.1007/BF00172440. ISSN 0038-6308. S2CID 120201972.
• D. E. Canfield (2004). "The evolution of the Earth surface sulfur reservoir". American Journal of Science (në anglisht). 304 (10): 839–861. Bibcode:2004AmJS..304..839C. doi:10.2475/ajs.304.10.839.
• P. Van Cappellen (2003). "Biomineralization and global biogeochemical cycles". Reviews in mineralogy and geochemistry (në anglisht). 54 (1): 357–381. doi:10.2113/0540357.
• Steven B. Carroll; Steven D. Salt (2004). Ecology for gardeners (në anglisht). Timber Press. ISBN 978-0-88192-611-8.
• E. L. Cavan; A. Belcher; A. Atkinson; S. L. Hill; S. Kawaguchi; S. McCormack; Meyer; S. Nicol; L. Ratnarajah; K. Schmidt; D. K. Steinberg (2019). "The importance of Antarctic krill in biogeochemical cycles". Nature communications (në anglisht). 10 (1): 1–13. doi:10.1038/s41467-019-12668-7.
• Abha Chhabra (2013). "Carbon and Other Biogeochemical Cycles". përmbledhur nga T. F. Stocker; D. Qin; G.-K. Plattner; M. Tignor; S. K. Allen; J. Boschung; A. Nauels; Y. Xia; V. Bex; P. M. Midgley (red.). Climate Change 2013: The Physical Science Basis; Working Group I Contribution to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change (në anglisht). Cambridge University Press. fq. 465–570. doi:10.13140/2.1.1081.8883.
• Angela Colling (2001). Ocean circulation (në anglisht). Butterworth-Heinemann.
• J. C. Collins (1991). The Matrix of Life: A View of Natural Molecules from the Perspective of Environmental Water (në anglisht). Molecular Presentations. ISBN 978-096297190-7.
• Conley, Daniel J. (dhjetor 2002). "Terrestrial ecosystems and the global biogeochemical silica cycle". Global Biogeochemical Cycles (në anglisht). 16 (4): 68–1, 68–8. Bibcode:2002GBioC..16.1121C. doi:10.1029/2002gb001894. ISSN 0886-6236. S2CID 128672790.
• Dasgupta, Rajdeep (10 dhjetor 2011). The Influence of Magma Ocean Processes on the Present-day Inventory of Deep Earth Carbon. Post-AGU 2011 CIDER Workshop (në anglisht). Arkivuar nga origjinali më 24 prill 2016. Marrë më 20 mars 2019.
• Marc J. Defant; Mark S. Drummond (tetor 1990). "Derivation of some modern arc magmas by melting of young subducted lithosphere". Nature (në anglisht). 347 (6294): 662–665. Bibcode:1990Natur.347..662D. doi:10.1038/347662a0. ISSN 0028-0836. S2CID 4267494.
• D. Emerson (2016). "The Irony of Iron - Biogenic Iron Oxides as an Iron Source to the Ocean". Frontiers in Microbiology (në anglisht). 6: 1502. doi:10.3389/fmicb.2015.01502. PMC 4701967. PMID 26779157.
• R. J. Van Der Ent; O. A. Tuinenburg (2017). "The residence time of water in the atmosphere revisited". Hydrology and Earth System Sciences (në anglisht). 21 (2): 779–790. doi:10.5194/hess-21-779-2017.{{cite journal}}: Mirëmbajtja CS1: DOI i lirë i pashënjuar (lidhja)
• Falkowski, P.; Scholes, R. J.; Boyle, E.; Canadell, J.; Canfield, D.; Elser, J.; Gruber, N.; Hibbard, K.; Högberg, P. (13 tetor 2000). "The Global Carbon Cycle: A Test of Our Knowledge of Earth as a System". Science (në anglisht). 290 (5490): 291–296. Bibcode:2000Sci...290..291F. doi:10.1126/science.290.5490.291. ISSN 0036-8075. PMID 11030643.
• Fantle, Matthew S.; Tipper, Edward T. (2014). "Calcium isotopes in the global biogeochemical Ca cycle: Implications for development of a Ca isotope proxyy". Earth-Science Reviews (në anglisht). 131: 148–177. doi:10.1016/j.earscirev.2014.02.002. ISSN 0012-8252 – nëpërmjet Elsevier ScienceDirect.
• Fike, David A.; Bradley, Alexander S.; Rose, Catherine V. (2015). "Rethinking the Ancient Sulfur Cycle". Annual Review of Earth and Planetary Sciences (në anglisht). 43 (1): 593–622. Bibcode:2015AREPS..43..593F. doi:10.1146/annurev-earth-060313-054802. S2CID 140644882.
• M. R. Fisher, red. (2019). "3.2. Biogeochemical Cycles". Environmental Biology (në anglisht) – nëpërmjet OpenStax.
• J. N. Galloway; etj. (2004). "Nitrogen cycles: past, present, and future generations". Biogeochemistry (në anglisht). 70 (2): 153–226. doi:10.1007/s10533-004-0370-0. S2CID 98109580.
• Y. Gao; Y. J. Kaufman; D. Tanre; D. Kolber; P. G. Falkowski (1 janar 2001). "Seasonal distributions of aeolian iron fluxes to the global ocean". Geophysical Research Letters (në anglisht). 28 (1): 29–32. Bibcode:2001GeoRL..28...29G. doi:10.1029/2000GL011926. S2CID 128762758.
• Nicolas Gruber (2008). Nitrogen in the Marine Environment (në anglisht). Burlington, MA: Elsevier. fq. 1–35. ISBN 978-0-12-372522-6.
• Baojing Gu; Ge, Ying; Ren, Yuan; Xu, Bin; Luo, Weidong; Jiang, Hong; Gu, Binhe; Chang, Jie (17 gusht 2012). "Atmospheric Reactive Nitrogen in China: Sources, Recent Trends, and Damage Costs". Environmental Science & Technology (në anglisht). 46 (17): 9420–9427. Bibcode:2012EnST...46.9420G. doi:10.1021/es301446g. ISSN 0013-936X. PMID 22852755.
• M. P. Hain; D. M. Sigman; G. H. Haug (2014). "The Biological Pump in the Past". Treatise on Geochemistry (PDF) (në anglisht). Vëll. 8 (bot. i 2-të). fq. 485–517. doi:10.1016/B978-0-08-095975-7.00618-5. ISBN 978-008098300-4.
• D. A. Hansell; A. C. Craig (2015). "Marine Dissolved Organic Matter and the Carbon Cycle". Oceanography (në anglisht). 14 (4): 41–49. doi:10.5670/oceanog.2001.05.
• M. E. Heinrichs; C. Mori; L. Dlugosch (2020). "Complex Interactions Between Aquatic Organisms and Their Chemical Environment Elucidated from Different Perspectives". YOUMARES 9-The Oceans: Our Research, Our Future (në anglisht). Springer: 279–297. doi:10.1007/978-3-030-20389-4_15.
• Hirschmann, Marc M. (2006). "Water, melting, and the deep Earth H₂O cycle". Annual Review of Earth and Planetary Sciences (në anglisht). 34: 629–653. Bibcode:2006AREPS..34..629H. doi:10.1146/annurev.earth.34.031405.125211.
• J. W. Hunt; A. P. Dean; R. E. Webster; G. N. Johnson; A. R. Ennos (2008). "A Novel Mechanism by which Silica Defends Grasses Against Herbivory". Annals of Botany (në anglisht). 102 (4): 653–656. doi:10.1093/aob/mcn130. ISSN 1095-8290. PMC 2701777. PMID 18697757.
• Rachael James (2005). Marine Biogeochemical Cycles (në anglisht). Open University; Butterworth-Heinemann. ISBN 978-075066793-7.
• L. Jiang; J. Lyu; Z. Shao (2017). "Sulfur metabolism of Hydrogenovibrio thermophilus strain s5 and its adaptations to deep-sea hydrothermal vent environment". Frontiers in microbiology (në anglisht). 8 (2513). doi:10.3389/fmicb.2017.02513.{{cite journal}}: Mirëmbajtja CS1: DOI i lirë i pashënjuar (lidhja)
• T. D. Jickells; Z. S. An; K. K. Andersen; A. R. Baker; G. Bergametti; N. Brooks; J. J. Cao; P. W. Boyd; R. A. Duce; K. A. Hunter; H. Kawahata; N. Kubilay; J. laRoche; P. S. Liss; N. Mahowald; J. M. Prospero; A. J. Ridgwell; I. Tegen; R. Torres (prill 2005). "Global iron connections between desert dust, ocean biogeochemistry, and climate". Science (në anglisht). 308 (5718): 67–71. Bibcode:2005Sci...308...67J. doi:10.1126/science.1105959. PMID 15802595. S2CID 16985005.
• B. B. Jørgensen; A. J. Findlay; A. Pellerin (2019). "The biogeochemical sulfur cycle of marine sediments". Frontiers in microbiology (në anglisht). 10 (849). doi:10.3389/fmicb.2019.00849.{{cite journal}}: Mirëmbajtja CS1: DOI i lirë i pashënjuar (lidhja)
• L. C. Kah; T. W. Lyons; T. D. Frank (tetor 2004). "Low marine sulphate and protracted oxygenation of the Proterozoic biosphere". Nature (në anglisht). 431 (7010): 834–8. Bibcode:2004Natur.431..834K. doi:10.1038/nature02974. PMID 15483609. S2CID 4404486.
• Selvaraj Kandasamy; Nagender Nath, Bejugam (2016). "Perspectives on the Terrestrial Organic Matter Transport and Burial along the Land-Deep Sea Continuum: Caveats in Our Understanding of Biogeochemical Processes and Future Needs". Frontiers in Marine Science (në anglisht). 3. doi:10.3389/fmars.2016.00259. S2CID 30408500.
• Andreas Kappler; Kristina L. Straub (1 janar 2005). "Geomicrobiological Cycling of Iron". Reviews in Mineralogy and Geochemistry (në anglisht). 59 (1): 85–108. doi:10.2138/rmg.2005.59.5. ISSN 1529-6466.
• Hans Keppler (2013). "Volatiles under high pressure". përmbledhur nga Karato, Shun'ichirō (red.). Physics and chemistry of the deep Earth (në anglisht). John Wiley & Sons. fq. 22–23. doi:10.1002/9781118529492.ch1. ISBN 978-047065914-4.
• Haryun Kim; Lee, Kitack; Lim, Dhong-Il; Seung-Il Nam; Tae-Wook Kim; Yang, Jin-Yu T.; Ko, Young Ho; Shin, Kyung-Hoon; Lee, Eunil (11 maj 2017). "Widespread Anthropogenic Nitrogen in Northwestern Pacific Ocean Sediment". Environmental Science & Technology (në anglisht). 51 (11): 6044–6052. Bibcode:2017EnST...51.6044K. doi:10.1021/acs.est.6b05316. ISSN 0013-936X. PMID 28462990.
• M. G. Klotz; D. A. Bryant; T. E. Hanson (2011). "The microbial sulfur cycle". Frontiers in Microbiology (në anglisht). 2: 241. doi:10.3389/fmicb.2011.00241. PMC 3228992. PMID 22144979.
• Andrew H. Knoll; Donald E. Canfield; Kurt Konhauser (2012). "7". Fundamentals of geobiology (në anglisht). Chichester, West Sussex: John Wiley & Sons. fq. 93–104. ISBN 978-1-118-28087-4. OCLC 793103985.
• N. Komar; R. E. Zeebe (janar 2016). "Calcium and calcium isotope changes during carbon cycle perturbations at the end-Permian". Paleoceanography (në anglisht). 31 (1): 115–130. Bibcode:2016PalOc..31..115K. doi:10.1002/2015pa002834. ISSN 0883-8305. S2CID 15794552.
• M. M. M. Kuypers; H. K. Marchant; Kartal, B. (2011). "The Microbial Nitrogen-Cycling Network". Nature Reviews Microbiology (në anglisht). 1 (1): 1–14. doi:10.1038/nrmicro.2018.9. hdl:21.11116/0000-0003-B828-1. PMID 29398704. S2CID 3948918.
• Keith A. Kvenvolden (2006). "Organic geochemistry – A retrospective of its first 70 years". Organic Geochemistry (në anglisht). 37 (1): 1–11. Bibcode:2006OrGeo..37....1K. doi:10.1016/j.orggeochem.2005.09.001. S2CID 95305299.
• Levin, Simon A.; Carpenter, Stephen R.; Godfray, Charles J.; Kinzig, Ann P.; Loreau, Michel; Losos, Jonathan B.; Walker, Brian; Wilcove, David S. (27 korrik 2009). The Princeton Guide to Ecology (në anglisht). Princeton University Press. fq. 330. ISBN 978-0-691-12839-9.
• Zev Levin; Cotton, William R., red. (2009). Aerosol Pollution Impact on Precipitation (në anglisht). doi:10.1007/978-1-4020-8690-8. ISBN 978-1-4020-8689-2.
• M. T. Madigan; J. M. Martino (2006). Brock Biology of Microorganisms (në anglisht) (bot. i 11-të). Pearson. ISBN 978-0-13-196893-6.
• Paul Mann; Lisa Gahagan; Mark B. Gordon. "Tectonic setting of the world's giant oil and gas fields". përmbledhur nga Michel T. Halbouty (red.). Giant Oil and Gas Fields of the Decade, 1990–1999 (në anglisht). Tulsa, Okla: American Association of Petroleum Geologists.
• J. H. Martin; S. E. Fitzwater (1988). "Iron deficiency limits phytoplankton growth in the north-east Pacific subarctic". Nature (në anglisht). 331 (6154): 341–343. Bibcode:1988Natur.331..341M. doi:10.1038/331341a0. S2CID 4325562.
• M. D. Mateus (2017). "Bridging the gap between knowing and modeling viruses in marine systems—An upcoming frontier". Frontiers in Marine Science (në anglisht). 3 (284). doi:10.3389/fmars.2016.00284.{{cite journal}}: Mirëmbajtja CS1: DOI i lirë i pashënjuar (lidhja)
• H. Matsui; N. M. Mahowald; N. Moteki; D. S. Hamilton; S. Ohata; A. Yoshida; M. Koike; R. A. Scanza; M. G. Flanner (prill 2018). "Anthropogenic combustion iron as a complex climate forcer". Nature Communications (në anglisht). 9 (1): 1593. Bibcode:2018NatCo...9.1593M. doi:10.1038/s41467-018-03997-0. PMC 5913250. PMID 29686300.
• E. D. Melton; E. D. Swanner; S. Behrens; C. Schmidt; A. Kappler (dhjetor 2014). "The interplay of microbially mediated and abiotic reactions in the biogeochemical Fe cycle". Nature Reviews. Microbiology (në anglisht). 12 (12): 797–808. doi:10.1038/nrmicro3347. PMID 25329406. S2CID 24058676.
• J. J. Middelburg (2019). Marine carbon biogeochemistry: a primer for earth system scientists (në anglisht). Springer Nature. doi:10.1007/978-3-030-10822-9. ISBN 978-303010822-9.
• Miller, Charles (2008). Biological oceanography (në anglisht). Malden, MA: Blackwell Publishing. fq. 60–62. ISBN 978-0-632-05536-4.
• P. Monroy; E. Hernández-García; V. Rossi; C. López (2017). "Modeling the dynamical sinking of biogenic particles in oceanic flow". Nonlinear Processes in Geophysics (në anglisht). 24 (2): 293–305. doi:10.5194/npg-24-293-2017.{{cite journal}}: Mirëmbajtja CS1: DOI i lirë i pashënjuar (lidhja)
• Moulton, Orissa M.; Altabet, Mark A.; Beman, J. Michael; Deegan, Linda A.; Lloret, Javier; Lyons, Meaghan K.; Nelson, James A.; Pfister, Catherine A. (maj 2016). "Microbial associations with macrobiota in coastal ecosystems: patterns and implications for nitrogen cycling". Frontiers in Ecology and the Environment (në anglisht). 14 (4): 200–208. doi:10.1002/fee.1262. hdl:1912/8083. ISSN 1540-9295.
• L. Nickelsen; D. Keller; A. Oschlies (12 maj 2015). "A dynamic marine iron cycle module coupled to the University of Victoria Earth System Model: the Kiel Marine Biogeochemical Model 2 for UVic 2.9". Geoscientific Model Development (në anglisht). 8 (5): 1357–1381. Bibcode:2015GMD.....8.1357N. doi:10.5194/gmd-8-1357-2015.
• B. E. C. Nordin (1988). Calcium in Human Biology. ILSI Human Nutrition Reviews (në anglisht). Londër: Springer London. doi:10.1007/978-1-4471-1437-6. ISBN 978-144711437-6. OCLC 853268074. S2CID 9765195.
• N. Olgun; S. Duggen; P. L. Croot; P. Delmelle; H. Dietze; U. Schacht; N. Oskarsson; C. Siebe; A. Auer; D. GarbeSchnberg (2011). "Surface ocean iron fertilization: The role of airborne volcanic ash from subduction zone and hot spot volcanoes and related iron fluxes into the Pacific Ocean" (PDF). Global Biogeochemical Cycles (në anglisht). 25 (4). Bibcode:2011GBioC..25.4001O. doi:10.1029/2009GB003761. S2CID 53356668.
• T. Pagano; M. Bida; J. E. Kenny (2014). "Trends in levels of allochthonous dissolved organic carbon in natural water: a review of potential mechanisms under a changing climate". Water (në anglisht). 6 (10): 2862–2897. doi:10.3390/w6102862.{{cite journal}}: Mirëmbajtja CS1: DOI i lirë i pashënjuar (lidhja)
• Peacock, Simon M.; Hyndman, Roy D. (15 gusht 1999). "Hydrous minerals in the mantle wedge and the maximum depth of subduction thrust earthquakes". Geophysical Research Letters (në anglisht). 26 (16): 2517–2520. Bibcode:1999GeoRL..26.2517P. doi:10.1029/1999GL900558. S2CID 128800787.
• S. T. Petsch (2014). "The Global Oxygen Cycle". Treatise on Geochemistry (në anglisht). Elsevier. fq. 437–473. doi:10.1016/b978-0-08-095975-7.00811-1. ISBN 978-0-08-098300-4.
• R. B. Pedersen; H. T. Rapp; I. H. Thorseth; M. D. Lilley; F. J. Barriga; T. Baumberger; etj. (nëntor 2010). "Discovery of a black smoker vent field and vent fauna at the Arctic Mid-Ocean Ridge". Nature Communications (në anglisht). 1 (8): 126. Bibcode:2010NatCo...1..126P. doi:10.1038/ncomms1124. PMC 3060606. PMID 21119639.
• D. A. Peltzer; D. A. Wardle; V. J. Allison; W. T. Baisden; R. D. Bardgett; O. A. Chadwick; etj. (nëntor 2010). "Understanding ecosystem retrogression". Ecological Monographs (në anglisht). 80 (4): 509–29. doi:10.1890/09-1552.1.
• M. Pidwirny (2006). "Chapter 8: Introduction to the Hydrosphere". Fundamentals of Physical Geography (në anglisht) (bot. i 2-të). 8(b) The Hydrologic Cycle. Arkivuar nga origjinali më 26 janar 2016 – nëpërmjet PhysicalGeography.net.
• Raisman, Scott; Murphy, Daniel T. (2013). Ocean Acidification: Elements and Considerations (në anglisht). Hauppauge, Nju Jork: Nova Science Publishers, Inc. ISBN 978-162948295-8.
• R. Raiswell; D. E. Canfield (2012). "The iron biogeochemical cycle past and present" (PDF). Geochemical Perspectives (në anglisht). 1 (1): 1–232. Bibcode:2012GChP....1....1R. doi:10.7185/geochempersp.1.1. Arkivuar nga origjinali (PDF) më 22 korrik 2018. Marrë më 12 prill 2025.
• Ratnarajah, Lavenia; Nicol, Steve; Bowie, Andrew R. (2018). "Pelagic Iron Recycling in the Southern Ocean: Exploring the Contribution of Marine Animals". Frontiers in Marine Science (në anglisht). 5. doi:10.3389/fmars.2018.00109. S2CID 4376458.
• Jane B. Reece (31 tetor 2013). Campbell Biology (në anglisht) (bot. i 10-të). Pearson Education. ISBN 978-032177565-8.
• Reche, Isabel; D’Orta, Gaetano; Mladenov, Natalie; Winget, Danielle M.; Suttle, Curtis A. (29 janar 2018). "Deposition rates of viruses and bacteria above the atmospheric boundary layer". ISME Journal (në anglisht). 12 (4): 1154–1162. doi:10.1038/s41396-017-0042-4. PMC 5864199. PMID 29379178.
• Stefan Reis; Bekunda, Mateete; Howard, Clare M.; Karanja, Nancy; Winiwarter, Wilfried; Yan, Xiaoyuan; Bleeker, Albert; Sutton, Mark A (1 dhjetor 2016). "Synthesis and review: Tackling the nitrogen management challenge: from global to local scales". Environmental Research Letters (në anglisht). 11 (12): 120205. Bibcode:2016ERL....11l0205R. doi:10.1088/1748-9326/11/12/120205. ISSN 1748-9326.
• Ridgwell, Andy; Zeebe, Richard E. (15 qershor 2005). "The role of the global carbonate cycle in the regulation and evolution of the Earth system". Earth and Planetary Science Letters (në anglisht). 234 (3–4): 299–315. doi:10.1016/j.epsl.2005.03.006. ISSN 0012-821X.
• C. L. De La Rocha (2006). "The Biological Pump". Treatise on Geochemistry (në anglisht). Vëll. 6. Pergamon Press. fq. 83–111.
• Ronald P. Rubin; George B. Weiss; Putney, James W. Jr. (11 nëntor 2013). Calcium in Biological Systems (në anglisht). Springer Science & Business Media. ISBN 978-146132377-8.
• L. Rüpke; Morgan, Jason Phipps; Hort, Matthias; Connolly, James A. D. (qershor 2004). "Serpentine and the subduction zone water cycle". Earth and Planetary Science Letters (në anglisht). 223 (1–2): 17–34. Bibcode:2004E&PSL.223...17R. doi:10.1016/j.epsl.2004.04.018.
• Jorge L. Sarmiento; Gruber, Nicolas (2002). "Sinks for Anthropogenic Carbon". Physics Today (në anglisht). 55 (8): 30–36. Bibcode:2002PhT....55h..30S. doi:10.1063/1.1510279. S2CID 128553441.
• Jorge L. Sarmiento; J. R. Toggweiler (1984). "A new model for the role of the oceans in determining atmospheric P CO 2". Nature (në anglisht). 308 (5960): 621–24. Bibcode:1984Natur.308..621S. doi:10.1038/308621a0. S2CID 4312683.
• William H. Schlesinger (1991). Biogeochemistry: An analysis of global change (në anglisht).
• Schlesinger, William H.; Bernhardt, Emily S. (2013). Biogeochemistry: an analysis of global change (në anglisht) (bot. i 3-të). Ualtham: Academic Press. ISBN 978-012385874-0. OCLC 827935936.
• C. Schmidt; S. Behrens; A. Kappler (2010). "Ecosystem functioning from a geomicrobiological perspective – a conceptual framework for biogeochemical iron cycling". Environmental Chemistry (në anglisht). 7 (5): 399. doi:10.1071/EN10040.
• Harold H. Schobert (2013). Chemistry of fossil fuels and biofuels (në anglisht). Kembrixh: Cambridge University Press. ISBN 978-0-521-11400-4. OCLC 795763460.
• Sievert, Stefan M.; Hügler, Michael; Taylor, Craig D.; Wirsen, Carl O. (2008). "Sulfur Oxidation at Deep-Sea Hydrothermal Vents". përmbledhur nga Dahl, Christiane; Friedrich, Cornelius G. (red.). Microbial Sulfur Metabolism (në anglisht). Springer Berlin Heidelberg. fq. 238–258. doi:10.1007/978-3-540-72682-1_19. ISBN 978-3-540-72679-1.
• D. M. Sigman; G. H. Haug (2006). "The biological pump in the past". Treatise on Geochemistry (në anglisht). Vëll. 6. Pergamon Press. fq. 491–528.
• M. Simon; H. Grossart; B. Schweitzer; H. Ploug (2002). "Microbial ecology of organic aggregates in aquatic ecosystems". Aquatic microbial ecology (në anglisht). 28: 175–211. doi:10.3354/ame028175.
• S. Sundby; T. Kristiansen (2015). "The principles of buoyancy in marine fish eggs and their vertical distributions across the world oceans". PLOS ONE (në anglisht). 10 (10): e0138821. doi:10.1371/journal.pone.0138821.{{cite journal}}: Mirëmbajtja CS1: DOI i lirë i pashënjuar (lidhja)
• A. Tagliabue; A. R. Bowie; P. W. Boyd; K. N. Buck; K. S. Johnson; M. A. Saito (mars 2017). "The integral role of iron in ocean biogeochemistry" (PDF). Nature (në anglisht). 543 (7643): 51–59. Bibcode:2017Natur.543...51T. doi:10.1038/nature21058. PMID 28252066. S2CID 2897283.
• S. R. Taylor (1964). "Abundance of chemical elements in the continental crust: a new table". Geochimica et Cosmochimica Acta (në anglisht). 28 (8): 1273–1285. Bibcode:1964GeCoA..28.1273T. doi:10.1016/0016-7037(64)90129-2.
• Matthias Tomczak; J. Stuart Godfrey (2001). Regional Oceanography: an Introduction (PDF) (në anglisht). ISBN 81-7035-306-8. Arkivuar nga origjinali (PDF) më 14 shtator 2009.
• P. Treguer; D. M. Nelson; A. J. Van Bennekom; D. J. Demaster; A. Leynaert; B. Queguiner (1995). "The Silica Balance in the World Ocean: A Reestimate". Science (në anglisht). 268 (5209): 375–9. Bibcode:1995Sci...268..375T. doi:10.1126/science.268.5209.375. PMID 17746543. S2CID 5672525.
• T. Wang; D. B. Müller; T. E. Graedel (1 korrik 2007). "Forging the Anthropogenic Iron Cycle". Environmental Science & Technology (në anglisht). 41 (14): 5120–5129. Bibcode:2007EnST...41.5120W. doi:10.1021/es062761t. PMID 17711233.
• Walker, James C. G.; Hays, P. B.; Kasting, J. F. (1981). "A negative feedback mechanism for the long-term stabilization of Earth's surface temperature". Journal of Geophysical Research (në anglisht). 86 (C10): 9776. Bibcode:1981JGR....86.9776W. doi:10.1029/jc086ic10p09776. ISSN 0148-0227.
• C. Völker; A. Tagliabue (korrik 2015). "Modeling organic iron-binding ligands in a three-dimensional biogeochemical ocean model" (PDF). Marine Chemistry (në anglisht). 173: 67–77. Bibcode:2015MarCh.173...67V. doi:10.1016/j.marchem.2014.11.008.
• Zhang, Junzhi; Li, Luwei; Qiu, Lijia; Wang, Xiaoting; Meng, Xuanyi; You, Yu; Yu, Jianwei; Ma, Wenlin (2017). "Effects of Climate Change on 2-Methylisoborneol Production in Two Cyanobacterial Species". Water (në anglisht). 9 (11): 859. doi:10.3390/w9110859.