Zainteresowanie żelazem w środowisku morskim zaczęło się w latach 30. XX wieku, kiedy to naukowcy zaczęli badać tzw. paradoks antarktyczny. Zauważyli, że mimo obecności dużej ilości biogennych soli, takich jak azotany i fosforany w Oceanie Południowym, fitoplankton nie wykorzystuje ich w pełni. Dopiero wzbogacenie wody w żelazo spowodowało rozkwit fitoplanktonu. Obecnie takie obszary, jak Ocean Południowy, w których stężenie azotanów jest wysokie i wynosi powyżej 2 mmol/dm³, a stężenie chlorofilu jest niskie tj. poniżej 0,5 mg/dm³, znane są jako regiony HNLC (High Nutrients, Low Chlorophyll). Około 20% powierzchni oceanów to obszary, w których badania nad żelazem wciąż są bardzo istotne z tego powodu.
Żelazo jest niezbędne dla każdego organizmu żywego. W morskich mikroorganizmach średnie stężenie żelaza to 1 atom żelaza na 125 000 atomów węgla. Żelazo w wodach morskich występuje głównie w formie Fe(OH)3, a jego biodostępność dla organizmów jest zależna od obecności sideroforów – związków organicznych, które wiążą żelazo i pomagają w jego redukcji do formy biodostępnej. Siderofowy zawierają niektóre cyjanobakterie. Fitoplankton może również redukować żelazo (III) i pobierać żelazo (II), które jest wynikiem fotoredukcji. Pobór żelaza przez fitoplankton powoduje spadek jego stężenia w wodzie powierzchniowej, podczas gdy obumierający fitoplankton zostaje rozkładany przez bakterie, a żelazo opada na dno oceanu, gdzie jest włączane do obiegu ponownie.
Żelazo jest również związane z cyklem innych pierwiastków, jak siarka, azot i węgiel. Mikroorganizmy mogą wykorzystywać Fe(II) do redukcji azotanów, a Fe(III) może utleniać metan do wodorowęglanów, zmniejszając w ten sposób stężenie gazu cieplarnianego w wodzie. Żelazo wpływa także na wzrost fitoplanktonu, który wiąże dwutlenek węgla z atmosfery, co może pomóc w walce ze zmianami klimatycznymi. Dlatego też istnieje propozycja nawożenia regionów HNLC żelazem, aby stymulować wiązanie CO2.
Wiatr również odgrywa kluczową rolę w przenoszeniu materii na duże odległości, w tym żelaza, które stanowi około 3,5% składników pyłów. Wartości dotyczące ilości żelaza przenoszonego w ten sposób są zróżnicowane i zależą od metody modelowania. Szacunki mówią o depozycji żelaza do oceanów w ilości od 14,0 do 35,1 teraton rocznie. Zmienność przestrzenna tego procesu jest ogromna – nad środkowym Pacyfikiem i Oceanem Południowym występują bardzo niskie stężenia pyłów z powodu znacznego oddalenia od lądu.
Część żelaza przenoszona przez wiatr może trafiać na obszary pokryte wieczną zmarzliną, a następnie, w wyniku topnienia lodowców, wchodzić do morskiego cyklu żelaza. Szacuje się, że żelazo uwalniane w ten sposób wynosi od 900 do 1380 gigaton rocznie. Roczny dopływ żelaza z lodowców wynosi około 9 gigaton na półkuli północnej i 0,5 gigatony na półkuli południowej.
Pomimo znacznego wpływu rozpuszczonego żelaza z kominów hydrotermalnych oraz zimnych wysięków, znaczna część tego pierwiastka wytrąca się jako tlenki, hydroksytlenki i siarczki, nie trafiając bezpośrednio do dalszego obiegu. Ogólny wypływ żelaza z takich źródeł oszacowano na 1700–5000 gigaton rocznie, z czego jedynie około 50 gigaton lub mniej niż 17 gigaton (w zależności od źródła) trafia do dalszego obiegu w formie nanocząsteczkowej związanej z materią organiczną.
Żelazo w środowisku morskim pełni kluczową rolę w produkcji pierwotnej i wpływa na cykle biogeochemiczne, w tym cykl węgla. Jego dostępność w wodach oceanicznych ma wpływ na aktywność fitoplanktonu, co z kolei może oddziaływać na zmiany klimatyczne. Źródła żelaza, takie jak rzeki, wiatr, góry lodowe czy wody subglacjalne, dostarczają tego pierwiastka do oceanów w różnych formach. Znajomość cyklu żelaza w środowisku morskim ma istotne znaczenie dla zrozumienia ekosystemów morskich i ich reakcji na zmiany środowiskowe.
Literatura: Harvey et al., 1937; Anderson et al., 1982; Martin et al., 1988; Steele et al., 2009; Tortell et al., 1999; Reiswell et al., 2012; Kreamer et al., 2005;
