鉄の循環

鉄循環（Fe）は、大気圏、水圏、生物圏、岩石圏を通じた鉄の生物地球化学的循環です。Feは地殻に非常に豊富ですが、^[10]酸素を豊富に含む表層水にはあまり存在しません。鉄は一次生産性における重要な微量栄養素であり、^[11]南極海、東部赤道太平洋、亜北極太平洋の海洋の高栄養低クロロフィル（HNLC）地域と呼ばれる地域では制限栄養素です。 ^[12]

鉄は -2 から +7 までの酸化状態の範囲で存在するが、地球上では主に +2 または +3 の酸化還元状態にあり、地球上の主要な酸化還元活性金属である。^[13]鉄の +2 と +3 の酸化状態間の循環は鉄循環と呼ばれる。このプロセスは完全に非生物的である場合もあれば、微生物、特に鉄酸化細菌によって促進される場合もある。非生物的プロセスには、鉄含有金属の錆び（酸素の存在下で Fe ^{2+が非生物的に Fe 3+}に酸化される ）と、鉄硫化鉱物による Fe ^{3+の Fe 2+}への還元が含まれる。Fe ²⁺の生物学的循環は鉄を酸化還元する微生物によって行われる。^{[14] [15]}

鉄は、ほぼすべての生命体にとって不可欠な微量栄養素です。鉄はヘモグロビンの主要成分であり、窒素固定酵素ファミリーの一部として窒素固定に重要であり、フェレドキシンの鉄硫黄コアの一部として葉緑体、真核生物のミトコンドリア、細菌における電子伝達を促進します。鉄^{2+は酸素と反応性が高く、鉄3+}は溶解度が低いため、世界のほとんどの地域で鉄は制限栄養素となっています。

初期の地球では、大気中の酸素濃度が現在の0.001%だった頃、溶解したFe ^2+は海洋中にはるかに豊富に存在し、微生物にとってより生体利用可能であったと考えられていました。^[16]硫化鉄は最初の生物にエネルギーと表面を提供した可能性があります。^{[17]酸素発生型}光合成が始まる前のこの時点では、一次生産は光鉄栄養生物によって支配されていた可能性があります。光鉄栄養生物は太陽光からエネルギーを得て、Fe ²⁺からの電子を使用して炭素を固定しました。^[18]

23～25億年前の大酸化イベントでは、溶存鉄がシアノバクテリアの産生する酸素によって酸化され、鉄酸化物が形成された。鉄酸化物は水よりも密度が高く、海底に沈んで縞状鉄鉱床（BIF）を形成した。^[19]時間の経過とともに、酸素レベルの上昇により海から除去される鉄の量が増加した。BIFは現代では鉄鉱石の重要な供給源となっている。^{[20] [21]}

鉄循環は陸上生態系の重要な要素である。鉄の第一鉄形態である Fe ²⁺は、地球のマントル、核、または深部地殻で優勢である。第二鉄形態である Fe ³⁺は、酸素ガスの存在下でより安定する。^[22]塵は地球の鉄循環の重要な要素である。化学的および生物学的風化により、鉄含有鉱物が分解され、栄養素が大気中に放出される。水循環と植生被覆の変化はこれらのパターンに影響を及ぼし、地球全体の塵生​​成に大きな影響を与え、塵の沈着量は推定で年間 1000 ～ 2000 Tg の範囲である。^[2] 風成塵は、鉄粒子を地球の陸地から大気を介して海洋に輸送することで、鉄循環の重要な部分である。^[23]

火山の噴火も陸上の鉄循環に大きく貢献しており、鉄分を豊富に含む塵を、一度に大量に、あるいは時間をかけて少量ずつ大気中に放出します。^[24]鉄分を豊富に含む塵の大気輸送は、海洋の濃度に影響を及ぼす可能性があります。^[2]

海洋は地球の気候システムの重要な構成要素であり、鉄循環は海洋の一次生産性と海洋生態系機能において重要な役割を果たしている。鉄の制限は、生物学的炭素ポンプの効率を制限することが知られている。海洋への鉄の最大の供給源は河川であり、河川では鉄は堆積粒子として浮遊している。^[25]沿岸水域は、河川と無酸素堆積物から鉄の流入を受ける。^[21]海洋への鉄の他の主要な供給源には、氷河粒子、大気中の塵の輸送、および熱水噴出孔がある。^[26]鉄の供給は、海洋食物連鎖の基盤である植物プランクトンの成長に影響を与える重要な要因である。 ^[27]沖合地域は、大気中の塵の沈着と湧昇に依存している。^[21]海洋への鉄の他の主要な供給源には、氷河粒子、熱水噴出孔、および火山灰がある。^[28]沖合地域では、細菌も鉄の摂取をめぐって植物プランクトンと競合する。^[21] HNLC地域では、鉄が植物プランクトンの生産性を制限します。^[29]

最も一般的には、鉄は無機源として植物プランクトンの餌として利用されますが、特定の珪藻類は表面還元酵素のメカニズムを利用して、有機形態の鉄も利用します。植物プランクトンによる鉄の摂取により、表層海水の鉄濃度は最低になります。沈降する植物プランクトンが動物プランクトンやバクテリアによって分解されると、再鉱化が起こります。湧昇により鉄がリサイクルされ、深海の鉄濃度が高まります。平均して、表層（<200 m）では0.07±0.04 nmol Fe kg ^{-1 、深度（>500 m）では0.76±0.25 nmol Fe kg -1}です。^[21] そのため、湧昇帯には表層海洋の他の領域よりも多くの鉄が含まれています。第二鉄の形の可溶性鉄は生物学的に利用可能であり、通常は風成資源に由来します。  

鉄は主に三価鉄として粒子相で存在し、溶解した鉄分は凝固によって水柱から除去されます。このため、溶解した鉄のプールは約100年で急速に入れ替わります。^[21]

鉄の循環は、硫黄、窒素、リンの循環と大きく関係しています。可溶性の Fe(II) は電子供与体として働き、O ₂や NO _{3などの酸化された有機および無機の電子受容体を還元し、Fe(III) に酸化されます。鉄の酸化形態は、還元された硫黄、H 2} 、および有機炭素化合物の電子受容体になります。これにより、鉄は還元された Fe(II) 状態に戻り、循環が完了します。^[32]

水生システムにおける鉄の Fe(II) と Fe(III) 間の遷移は、淡水リン循環と相互作用します。水中の酸素により、Fe(II) は非生物的または微生物による岩石栄養酸化によって Fe(III) に酸化されます。Fe(III) は鉄水酸化物を形成し、リンと強く結合して生物利用可能なリンプールからリンを除去し、一次生産性を制限します。無酸素状態では、Fe(III) は還元され、微生物によって有機炭素または H ²からの最終電子受容体として使用されます。これにより、リンが生物学的利用のために水中に戻ります。^[33]

鉄と硫黄の循環は、いくつかの点で相互作用する可能性があります。紅色硫黄細菌と緑色硫黄細菌は、無酸素光合成中に Fe(II) を電子供与体として使用できます。^[34]無酸素環境の硫酸還元細菌は硫酸塩を硫化物に還元し、硫化物は Fe(II) と結合して硫化鉄を生成します。硫化鉄は水から沈殿して鉄と硫黄を除去する固体鉱物です。鉄、リン酸、硫黄の循環はすべて相互作用する可能性があります。硫化物は、利用可能な金属イオンがなくなったときに、すでにリン酸に結合している鉄から Fe(III) を還元し、リン酸を放出して硫化鉄を生成します。^[35]

鉄は窒素固定に関わる酵素の一部としての役割の他に、窒素循環において重要な役割を果たしている。無酸素状態では、Fe(II)はNO ₃ ^{−に電子を供与することができ、NO 3 −はNO} ₂ ⁻、N ₂ O、N ₂、NH ₄ ⁺などのさまざまな窒素化合物に酸化され、Fe(II)はFe(III)に還元される。^[33]

海洋の鉄循環に対する人間の影響は、産業革命初期に増加した塵埃濃度によるものです。今日、海洋には産業革命以前の約2倍の溶解性鉄が存在し、これは人為的汚染物質と溶解性鉄の燃焼源によるものです。^[29]人間の土地利用活動と気候の変化により、塵埃の流入が増加し、海洋の開放地域への風送塵の量が増加しています。^[28]その他の人為的鉄源は燃焼によるものです。鉄の燃焼率が最も高いのは東アジアで、世界中の海洋堆積物の20～100%を占めています。^[29]

人類は化石燃料の燃焼と大規模農業によって窒素の循環を変えてきました。^[36]鉄と窒素の増加により、亜熱帯北太平洋と南太平洋の海洋窒素固定が増加します。亜熱帯、熱帯、高窒素低圧地域では、鉄の投入量の増加がCO2吸収の増加につながり、地球規模の炭素循環に影響を及ぼす可能性があり_ます。 [ 36 ^]

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