stringtranslate.com

Цикл серы

Цикл серы в целом

Важный цикл серы — это биогеохимический цикл , в котором сера перемещается между горными породами, водными путями и живыми системами. Это важно в геологии , поскольку оно влияет на многие минералы и в жизни, поскольку сера является незаменимым элементом ( CHNOPS ), входящим в состав многих белков и кофакторов , а соединения серы могут использоваться в качестве окислителей или восстановителей в микробном дыхании. [1] Глобальный цикл серы включает трансформацию видов серы через различные степени окисления, которые играют важную роль как в геологических, так и в биологических процессах. Этапы цикла серы :

Их часто называют следующим образом:

Ассимиляционная сульфатредукция (см. также ассимиляция серы ), при которой сульфат ( SO2−
4) восстанавливается растениями , грибами и различными прокариотами . Степени окисления серы +6 у сульфата и –2 у R–SH.
Десульфуризация , при которой органические молекулы, содержащие серу, могут быть десульфурированы с образованием газообразного сероводорода (H 2 S, степень окисления = –2). Аналогичным процессом для органических соединений азота является дезаминирование.
При окислении сероводорода образуется элементарная сера (S 8 ), степень окисления = 0. Эта реакция протекает у фотосинтезирующих зеленых и пурпурных серобактерий и некоторых хемолитотрофов . Часто элементарная сера хранится в виде полисульфидов .
Окисление элементарной серы окислителями серы приводит к образованию сульфата.
Диссимиляционное восстановление серы , при котором элементарная сера может быть восстановлена ​​до сероводорода.
Диссимиляционная сульфатредукция , при которой сульфатредукторы генерируют сероводород из сульфата.

Степень окисления серы

В природе сера имеет четыре основные степени окисления: −2, +2, +4 и +6. Распространенные виды серы каждой степени окисления перечислены ниже:

С 2- : Ч 2 С ; (СН 3 ) 2 S ; БаС

S0 : самородная или элементарная сера .

S 2+ : SCl 2

S 4+ : SO 2 ; сульфит ( SO2−
3)

С 6+ : ТАК2−
4( H 2 SO 4 , CaSO 4 ); СФ 6

Источники и поглотители серы

Сера находится в степенях окисления от +6 в SO.2−
4до −2 в сульфидах . Таким образом, элементарная сера может либо отдавать, либо получать электроны в зависимости от своего окружения. На бескислородной ранней Земле большая часть серы присутствовала в таких минералах, как пирит (FeS 2 ). За всю историю Земли количество подвижной серы увеличивалось за счет вулканической активности , а также выветривания земной коры в насыщенной кислородом атмосфере. [1] Основным поглотителем серы на Земле являются океаны .2−
4, где он является основным окислителем . [2]

Когда ТАК2−
4усваивается организмами, восстанавливается и превращается в органическую серу, которая является важным компонентом белков . Однако биосфера не является основным поглотителем серы, вместо этого большая часть серы содержится в морской воде или осадочных породах , включая: богатые пиритом сланцы , эвапоритовые породы ( ангидрит и барит ), а также карбонаты кальция и магния (т.е. связанные с карбонатами). сульфат ). Количество сульфатов в океанах контролируется тремя основными процессами: [4]

  1. вход из рек
  2. сульфатредукция и повторное окисление сульфидов на континентальных шельфах и склонах
  3. захоронение ангидрита и пирита в океанической коре.

Основным естественным источником серы в атмосфере являются морские брызги или переносимая ветром богатая серой пыль, [5] ни один из которых не сохраняется в атмосфере в течение длительного времени. В последнее время большое ежегодное поступление серы в результате сжигания угля и других видов ископаемого топлива привело к добавлению значительного количества SO 2 , который действует как загрязнитель воздуха . В геологическом прошлом вулканические вторжения в угольные шахты приводили к крупномасштабному сжиганию этих углей и, как следствие, к выбросу серы в атмосферу. Это привело к существенному нарушению климатической системы и является одной из предполагаемых причин пермско-триасового вымирания . [ нужна цитата ]

Диметилсульфид [(CH 3 ) 2 S или DMS] образуется в результате разложения диметилсульфониопропионата (DMSP) из умирающих клеток фитопланктона в фототической зоне океана и является основным биогенным газом, выбрасываемым из моря, где он отвечает за характерный « запах моря» вдоль береговой линии. [1] DMS является крупнейшим природным источником сернистого газа, но время его пребывания в атмосфере до сих пор составляет всего около одного дня, и большая часть его переоткладывается в океанах, а не попадает на сушу. Однако это важный фактор климатической системы, поскольку он участвует в формировании облаков.

Биологически и термохимически обусловленная сульфатредукция.

Диссимиляционный путь восстановления сульфатов
3'-фосфоаденозин-5'-фосфосульфат
(ключевой интермедиат в цикле серы)

По пути диссимиляционного сульфатредукции сульфат может быть восстановлен либо бактериальным (бактериальная сульфатредукция), либо неорганическим путем (термохимическая сульфатредукция). Этот путь включает восстановление сульфата органическими соединениями с образованием сероводорода, которое происходит в обоих процессах.

Основные продукты и реагенты бактериальной сульфатредукции (БСР) и термохимической сульфатредукции (ТСР) очень схожи. В обоих случаях реагентами являются различные органические соединения и растворенный сульфат, а продуктами или побочными продуктами являются следующие: H 2 S , CO 2 , карбонаты , элементарная сера и сульфиды металлов. [6] Однако реакционноспособные органические соединения различаются для BSR и TSR из-за взаимоисключающих температурных режимов. Органические кислоты являются основными органическими реагентами для BSR, а разветвленные/ н - алканы являются основными органическими реагентами для TSR. Неорганическими продуктами реакции в BSR и TSR являются H 2 S (HS − ) и HCO.−
3(СО 2 ). [7]

Эти процессы происходят потому, что существуют два совершенно разных термических режима, в которых происходит восстановление сульфата, особенно в низкотемпературной и высокотемпературной среде. [6] BSR обычно происходит при более низких температурах от 0 до 80 ° C, тогда как TSR происходит при гораздо более высоких температурах, около 100–140 ° C. [7] Температуры для TSR не так четко определены; самая низкая подтвержденная температура составляет 127 °C, а самые высокие температуры наблюдаются в районе 160–180 °C. [7] Эти два разных режима возникают потому, что при более высоких температурах большинство сульфатредуцирующих микробов больше не могут метаболизироваться из-за денатурации белков или дезактивации ферментов, [8] поэтому TSR берет верх. Однако в горячих отложениях вокруг гидротермальных источников BSR может происходить при температуре до 110 °C. [9]

BSR и TSR залегают на разных глубинах. BSR происходит в низкотемпературных средах, которые представляют собой более мелкие места, такие как месторождения нефти и газа. РБМ также может иметь место в современной морской осадочной среде, такой как стратифицированные внутренние моря, континентальные шельфы, богатые органическими веществами дельты и гидротермальные отложения, в которых наблюдается интенсивная микробная сульфатредукция из-за высокой концентрации растворенного сульфата в морской воде. [10] Кроме того, считается, что высокие количества сероводорода, обнаруженные в нефтяных и газовых месторождениях, возникают в результате окисления нефтяных углеводородов сульфатом. [11] Известно, что такие реакции происходят в результате микробных процессов, но общепринято, что TSR ответственен за большую часть этих реакций, особенно в глубоких или горячих водоемах. [12] Таким образом, TSR возникает в глубоких водоемах, где температуры значительно выше. BSR геологически протекает мгновенно в большинстве геологических условий, тогда как TSR происходит со скоростью порядка сотен тысяч лет. [13] [6] Хотя TSR намного медленнее, чем BSR, даже TSR, по-видимому, является геологически довольно быстрым процессом.

BSR на мелководье и TSR в глубоких водоемах являются ключевыми процессами в океаническом цикле серы. [14] [6]  Примерно 10% (от общего количества газа) H 2 S производится в установках BSR, тогда как 90% H 2 S производится в установках TSR. [7] Если в каком-либо глубоком резервуаре содержится более нескольких процентов H 2 S, то предполагается, что TSR взял верх. Это связано с тем, что термический крекинг углеводородов не дает более пары процентов H 2 S. На количество H 2 S влияет несколько факторов, таких как наличие органических реагентов и сульфата, а также наличие/ наличие цветных и переходных металлов. [15]

Сероокисляющие бактерии в гидротермальных источниках

Гидротермальные источники выделяют сероводород, который поддерживает фиксацию углерода хемолитотрофными бактериями , которые окисляют сероводород кислородом с образованием элементарной серы или сульфата. [16] Химические реакции следующие:

CO 2 + 4 H 2 S + O 2 → CH 2 O + 4 S 0 + 3 H 2 O
CO 2 + H 2 S + O 2 + H 2 O → CH 2 O + SO2–
4+ 2 Ч +

В современных океанах Thiomicrospira , Halothiobacillus и Beggiatoa являются первичными сероокисляющими бактериями [16] и образуют хемосинтетический симбиоз с животными-хозяевами. [17] Хозяин обеспечивает симбионта метаболическими субстратами (например, CO 2 , O 2 , H 2 O), в то время как симбионт генерирует органический углерод для поддержания метаболической активности хозяина. Произведенный сульфат обычно соединяется с выщелоченными ионами кальция с образованием гипса , который может образовывать широко распространенные отложения в центрах распространения вблизи середины океана. [18]

δ 34 С

Хотя известно 25 изотопов серы , только четыре стабильны и имеют геохимическое значение. Из этих четырех два ( 32 S, легкий и 34 S, тяжелый) содержат (99,22%) серы на Земле. Подавляющее большинство (95,02%) серы встречается в виде 32 S и только 4,21% в виде 34 S. Соотношение этих двух изотопов зафиксировано в Солнечной системе с момента ее образования. Предполагается, что изотопное соотношение серы в массе Земли такое же, как соотношение 22,22, измеренное в троилите Каньон Диабло (CDT), метеорите . [19] Это соотношение принято в качестве международного стандарта и поэтому установлено на уровне δ  = 0,00. Отклонение от 0,00 выражается как δ 34 S , которое представляет собой соотношение в промилле (‰) . Положительные значения коррелируют с повышенным уровнем 34 S, тогда как отрицательные значения коррелируют с более высоким содержанием 32 S в образце.

Образование серных минералов в результате небиогенных процессов существенно не различает легкие и тяжелые изотопы, поэтому соотношения изотопов серы в гипсе или барите должны быть такими же, как общее соотношение изотопов в толще воды во время их осаждения. Восстановление сульфатов за счет биологической активности сильно различает эти два изотопа из-за более быстрой ферментативной реакции с 32 S. [19] Средние современные значения δ 34 S в морской воде составляют порядка +21 ‰.

До 2010-х годов считалось, что сульфатредукция может фракционировать изотопы серы до 46 промилле, а фракционирование более 46 промилле, зафиксированное в отложениях, должно быть связано с диспропорцией промежуточных соединений серы в отложениях. Эта точка зрения изменилась с 2010-х годов, когда сульфатредукция может фракционироваться до 66 промилле. [20] Поскольку субстраты для диспропорционирования ограничены продуктом восстановления сульфатов, изотопный эффект диспропорционирования должен составлять менее 16 промилле в большинстве осадочных условий. [21]

На протяжении всей геологической истории цикл серы и изотопные соотношения развивались одновременно, при этом биосфера в целом становилась более отрицательной из-за увеличения биологически обусловленной сульфатредукции, но также демонстрировала существенные положительные отклонения. В целом положительные отклонения изотопов серы означают, что происходит избыточное отложение пирита, а не окисление сульфидных минералов, обнаженных на суше. [19]

Морской цикл серы

Цикл серы в морской среде хорошо изучен с помощью инструмента систематики изотопов серы , выраженного как δ 34 S. В современных мировых океанах запасы серы составляют1,3 × 10 18  кг , [22] в основном встречается в виде сульфата со значением δ 34 S +21‰. [23] Общий входной поток1,0 × 10 11  кг/год при изотопном составе серы ~3‰. [23] Речной сульфат, образующийся в результате земного выветривания сульфидных минералов ( δ 34 S = +6‰), является основным источником серы в океанах. Другими источниками являются метаморфическая и вулканическая дегазация, а также гидротермальная деятельность ( δ 34 S = 0‰), в результате которой выделяются восстановленные виды серы (такие как H 2 S и S 0 ). Есть два основных источника серы из океанов. Первый сток – это захоронение сульфатов либо в виде морских эвапоритов (таких как гипс), либо в виде карбонат-ассоциированных сульфатов (CAS), на долю которых приходится6 × 10 10  кг/год ( δ 34 S = +21‰). Второй поглотитель серы – захоронение пирита в шельфовых отложениях или глубоководных отложениях морского дна (4 × 10 10  кг/год ; δ 34 S = −20‰). [24] Общий выход морской серы составляет1,0 × 10 11  кг/год , что соответствует входным потокам, подразумевая, что современный баланс морской серы находится в устойчивом состоянии. [23] Время пребывания серы в современных мировых океанах составляет 13 000 000 лет. [25]

Эволюция цикла серы

Изотопный состав осадочных сульфидов дает первичную информацию об эволюции цикла серы.

Общий запас соединений серы на поверхности Земли (почти10 19  кг серы) представляет собой общее выделение серы за геологическое время. [26] [19] Породы, анализируемые на содержание серы, обычно представляют собой сланцы, богатые органическими веществами, что означает, что они, вероятно, контролируются биогенным восстановлением серы. Средние кривые морской воды создаются на основе эвапоритов, отложившихся на протяжении геологического времени, потому что, опять же, поскольку они не делают различия между тяжелыми и легкими изотопами серы, они должны имитировать состав океана во время отложения.

4,6 миллиарда лет назад (Ga) Земля сформировалась и имела теоретическое значение δ 34 S, равное 0. Поскольку на ранней Земле не было биологической активности, не было и фракционирования изотопов . [23] Вся сера в атмосфере будет выброшена во время извержений вулканов. Когда океаны конденсировались на Земле, атмосфера была практически очищена от сернистых газов из-за их высокой растворимости в воде. На протяжении большей части архея (4,6–2,5 млрд лет) большинство систем оказались сульфатно-лимитированными. Некоторые небольшие архейские месторождения эвапоритов требуют наличия хотя бы локально повышенных концентраций (возможно, из-за местной вулканической активности) сульфата, чтобы они пересытились и выпали в осадок из раствора. [27]

3,8–3,6 млрд лет знаменуют собой начало обнажения геологической летописи, поскольку это возраст самых старых пород на Земле. Метаосадочные породы того времени все еще имеют изотопное значение 0, поскольку биосфера не была достаточно развита (возможно, вообще) для фракционирования серы. [28]

3,5 млрд лет аноксигенный фотосинтез установлен и обеспечивает слабый источник сульфатов для мирового океана с невероятно низкими концентрациями сульфатов, δ 34 S все еще в основном равен 0. [27] Вскоре после этого, в 3,4 млрд лет, появились первые доказательства минимального фракционирования эвапоритового сульфата в Ассоциацию с сульфидами магматического происхождения можно увидеть в летописи горных пород. Это фракционирование показывает возможные доказательства существования аноксигенных фототрофных бактерий.

2,8 млрд лет — первое свидетельство производства кислорода посредством фотосинтеза. Это важно, поскольку окисление серы невозможно без кислорода в атмосфере. Это иллюстрирует коэволюцию циклов кислорода и серы, а также биосферы.

2,7–2,5 млрд лет — это возраст самых старых осадочных пород , имеющих обедненный δ 34 S, что является первым убедительным доказательством сульфатредукции. [27]

Сульфат 2,3 Ga увеличивается до более 1 мМ; это увеличение содержания сульфатов совпадает с « Великим событием оксигенации », когда, по мнению большинства исследователей, окислительно-восстановительные условия на поверхности Земли фундаментально изменились от восстановительных к окислительным. [29] Этот сдвиг привел бы к невероятному усилению выветривания сульфатов, что привело бы к увеличению содержания сульфатов в океанах. Большие фракции изотопов, которые, вероятно, могут быть связаны с уменьшением количества бактерий, производятся впервые. Хотя в это время наблюдался явный рост содержания сульфатов в морской воде, они, вероятно, все еще составляли лишь менее 5–15% от современного уровня. [29]

Возрастом 1,8 млрд лет назад полосчатые железные образования (BIF) представляли собой распространенные осадочные породы на протяжении архея и палеопротерозоя ; их исчезновение знаменует собой явный сдвиг в химическом составе океанской воды. BIF имеют чередующиеся слои оксидов железа и кремня . BIF образуются только в том случае, если вода перенасыщается растворенным железом (Fe 2+ ), что означает, что в толще воды не может быть свободного кислорода или серы, поскольку они образуют Fe 3+ (ржавчина) или пирит и выпадают в осадок из раствора. После этого пересыщения вода должна стать насыщенной кислородом, чтобы полосы, богатые железом, выпали в осадок, она все еще должна быть бедной серой, иначе вместо Fe 3+ образуется пирит . Была выдвинута гипотеза, что BIF сформировались во время начальной эволюции фотосинтезирующих организмов, у которых были фазы роста популяции, вызывающие избыточное производство кислорода. Из-за такого чрезмерного производства они отравятся, вызвав массовое вымирание, что приведет к отключению источника кислорода и образованию большого количества CO 2 в результате разложения их тел, что приведет к новому цветению бактерий. После 1,8 млрд лет концентрации сульфатов были достаточны, чтобы увеличить скорость восстановления сульфатов до уровня, превышающего поток доставки железа в океаны. [27]

Наряду с исчезновением BIF, конец палеопротерозоя также знаменует появление первых крупномасштабных осадочных эксгаляционных отложений, показывающих связь между минерализацией и вероятным увеличением количества сульфатов в морской воде. В палеопротерозое содержание сульфатов в морской воде возросло до количества, превышающего уровень в архее, но все же было ниже современных значений. [29] Уровни сульфатов в протерозое также служат показателем содержания атмосферного кислорода, поскольку сульфат образуется в основном в результате выветривания континентов в присутствии кислорода. Низкие уровни в протерозое просто означают, что уровни атмосферного кислорода находились между обилием фанерозоя и дефицитом архея.

750 миллионов лет назад (млн лет назад) произошло новое отложение BIF, что знаменует собой значительное изменение в химии океана . Вероятно, это произошло из-за снежного кома на Земле, когда весь земной шар, включая океаны, был покрыт слоем льда, перекрывающим поступление кислорода. [30] В позднем неопротерозое высокая скорость захоронения углерода увеличила уровень кислорода в атмосфере до> 10% от его современного значения. В позднем неопротерозое на поверхности Земли произошло еще одно крупное окислительное событие, которое привело к образованию кислородной [ проверьте орфографию ] глубокого океана и, возможно, привело к появлению многоклеточной жизни. [29]

В течение последних 600 миллионов лет содержание SO 4 в морской воде обычно колебалось от +10‰ до +30‰ по δ 34 S, при среднем значении, близком к сегодняшнему. Заметные изменения в морской воде δ 34 S произошли во время вымирания и климатических событий в это время. [31] [32] [ 33 ] [ 34 ] [35] [36] [37]

В более коротком временном масштабе (десять миллионов лет) изменения в цикле серы легче наблюдать, и их можно еще лучше ограничить с помощью изотопов кислорода. Кислород постоянно включается в цикл серы посредством окисления сульфата, а затем высвобождается, когда этот сульфат снова восстанавливается. [4] Поскольку разные источники сульфатов в океане имеют разные значения изотопов кислорода, возможно, можно будет использовать кислород для отслеживания цикла серы. При биологическом восстановлении сульфатов предпочтительно выбираются более легкие изотопы кислорода по той же причине, по которой предпочтительны более легкие изотопы серы. Изучая изотопы кислорода в океанских отложениях за последние 10 миллионов лет, [38] смогли лучше ограничить концентрацию серы в морской воде за тот же период. Они обнаружили, что изменения уровня моря из-за ледниковых циклов плиоцена и плейстоцена изменили площадь континентальных шельфов, что затем нарушило переработку серы, снизив концентрацию сульфата в морской воде. Это было радикальное изменение по сравнению с доледниковыми временами, существовавшими 2 миллиона лет назад.

Великое событие окисления и независимое от массы фракционирование изотопов серы

Великое событие оксигенации (GOE) характеризуется исчезновением независимого от массы фракционирования изотопов серы (MIF) в осадочных записях примерно 2,45 миллиарда лет назад (Ga). [39] MIF изотопа серы (Δ 33 S) определяется отклонением измеренного значения δ 33 S от значения δ 33 S, выведенного из измеренного значения δ 34 S в соответствии с законом фракционирования, зависящим от массы. Великое событие окисления представляло собой масштабный переход глобальных циклов серы. До Великого события окисления цикл серы находился под сильным влиянием ультрафиолетового ( УФ) излучения и связанных с ним фотохимических реакций , которые вызывали независимое от массы фракционирование изотопов серы (Δ 33 S ≠ 0). Для сохранения сигналов фракционирования, не зависящих от массы изотопов серы, необходимо содержание O 2 в атмосфере ниже 10 -5 современного атмосферного уровня (PAL). [26] Исчезновение независимого от массы фракционирования изотопов серы при ~ 2,45 млрд лет указывает на то, что атмосферное p O 2 превысило 10 -5 современного атмосферного уровня после Великого оксигенационного события. [39] Кислород сыграл важную роль в глобальных циклах серы после Великого события оксигенации, такого как окислительное выветривание сульфидов. [40] Захоронение пирита в отложениях, в свою очередь, способствует накоплению свободного O 2 в приповерхностной среде Земли. [41]

Экономическое значение

Сера активно участвует в производстве ископаемого топлива и большинства месторождений металлов из-за ее способности действовать как окислитель или восстановитель. Подавляющее большинство основных месторождений полезных ископаемых на Земле содержат значительное количество серы, включая, помимо прочего: осадочные эксгалятивные месторождения (SEDEX), месторождения свинцово-цинковых руд с карбонатной концентрацией (MVT типа долины Миссисипи) и медно-порфировые месторождения. Сульфиды железа, галенит и сфалерит будут образовываться в качестве побочных продуктов образования сероводорода , пока соответствующие переходные или неблагородные металлы присутствуют или транспортируются к месту сульфатредукции. [7] Если в системе закончатся химически активные углеводороды, могут образоваться экономически выгодные отложения элементарной серы. Сера также действует как восстановитель во многих месторождениях природного газа, и обычно рудообразующие флюиды тесно связаны с древними выходами или источниками углеводородов. [29]

Важные источники серы в рудных месторождениях обычно находятся на большой глубине, но они также могут поступать из местных вмещающих пород, морской воды или морских эвапоритов . Наличие или отсутствие серы является одним из лимитирующих факторов как на концентрацию драгоценных металлов, так и на их осаждение из растворов. pH , температура и особенно окислительно-восстановительное состояние определяют, будут ли сульфиды выпадать в осадок. Большинство сульфидных рассолов будут сохранять концентрацию до тех пор, пока не достигнут восстановительных условий, более высокого pH или более низких температур.

Рудные флюиды обычно связаны с богатыми металлами водами, которые были нагреты в осадочном бассейне в повышенных термических условиях, обычно в тектонических условиях растяжения. Окислительно-восстановительные условия литологии бассейна оказывают важное влияние на окислительно-восстановительное состояние флюидов, переносящих металлы, и отложения могут образовываться как из окислительных, так и из восстановительных флюидов. [29] Богатые металлами рудные флюиды, как правило, по необходимости сравнительно бедны сульфидами, поэтому значительная часть сульфида должна поступать из другого источника на месте минерализации. Бактериальное восстановление сульфата морской воды или эвксиновой (бескислородной и H 2 S-содержащей) водной толщи является необходимым источником этого сульфида. Значения δ 34 S барита , когда он присутствует, обычно соответствуют источнику сульфата в морской воде, что позволяет предположить образование барита в результате реакции между гидротермальным барием и сульфатом в окружающей морской воде. [29]

Как только ископаемое топливо или драгоценные металлы обнаружены и сожжены или измельчены, сера становится отходом, с которым необходимо правильно обращаться, иначе она может стать загрязнителем. В нашей современной атмосфере произошло значительное увеличение количества серы из-за сжигания ископаемого топлива. Сера действует как загрязнитель и экономический ресурс одновременно.

Человеческое воздействие

Деятельность человека оказывает серьезное влияние на глобальный цикл серы. Сжигание угля , природного газа и других видов ископаемого топлива значительно увеличило количество серы в атмосфере и океане и истощило сток осадочных пород. Без воздействия человека сера оставалась бы связанной в горных породах в течение миллионов лет, пока она не была бы поднята в результате тектонических событий, а затем высвобождена в результате процессов эрозии и выветривания . Вместо этого его бурят, откачивают и сжигают с постоянно растущей скоростью. На наиболее загрязненных территориях выпадение сульфатов увеличилось в 30 раз. [42]

Хотя кривая серы показывает сдвиги между чистым окислением серы и чистым уменьшением серы в геологическом прошлом, масштабы нынешнего антропогенного воздействия, вероятно, беспрецедентны в геологической летописи. Деятельность человека значительно увеличивает поток серы в атмосферу , часть которой переносится по всему миру. Люди добывают уголь и нефть из земной коры со скоростью, которая мобилизует 150 x 10 12 гS/год, что более чем вдвое превышает темпы 100 лет назад. [43] Результатом антропогенного воздействия на эти процессы является увеличение запасов окисленной серы (SO 4 ) в глобальном цикле за счет хранения восстановленной серы в земной коре. Таким образом, деятельность человека не вызывает серьезных изменений в глобальных запасах серы, но она вызывает огромные изменения в годовом потоке серы через атмосферу. [19]

Когда SO 2 выбрасывается в атмосферу в качестве загрязнителя воздуха, он образует серную кислоту в результате реакции с водой в атмосфере. Как только кислота полностью диссоциирует в воде, pH может упасть до 4,3 или ниже, что приведет к повреждению как искусственных, так и природных систем. По данным Агентства по охране окружающей среды, кислотный дождь — это широкий термин, обозначающий смесь влажных и сухих отложений (отложений) из атмосферы, содержащую повышенное, чем обычно, количество азотной и серной кислот. Дистиллированная вода (вода без каких-либо растворенных компонентов), не содержащая углекислого газа , имеет нейтральный pH 7. Дождь, естественно, имеет слегка кислый pH 5,6, потому что углекислый газ и вода в воздухе реагируют вместе с образованием углекислоты, очень слабая кислота. Однако в окрестностях Вашингтона, округ Колумбия , средний уровень pH дождя составляет от 4,2 до 4,4. Поскольку pH снижается по логарифмической шкале на 1 (разница между обычной дождевой водой и кислотным дождем), это оказывает существенное влияние на силу кислоты. В Соединенных Штатах примерно две трети всего SO 2 и одна четверть всего NO 3 приходится на производство электроэнергии, основанное на сжигании ископаемого топлива, такого как уголь.

Поскольку сера является важным питательным веществом для растений , ее все чаще используют в качестве компонента удобрений. В последнее время дефицит серы получил широкое распространение во многих странах Европы. [44] [45] [46] Из-за действий, предпринятых для ограничения кислотных дождей, поступления серы в атмосферу продолжают снижаться. В результате дефицит поступления серы, вероятно, увеличится, если не будут использоваться серные удобрения. [47] [48]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ abc Madigan MT, Мартино Дж. М. (2006). Брок Биология микроорганизмов (11-е изд.). Пирсон. п. 136. ИСБН 978-0-13-196893-6.
  2. ^ Бикл М.Дж., Альт Дж.К., Тигл Д.А. (1994). «Перенос серы и фракционирование изотопов серы в гидротермальных системах дна океана». Минералогический журнал . 58А (1): 88–89. Бибкод : 1994MinM...58...88B. дои : 10.1180/minmag.1994.58A.1.49.
  3. ^ Пур Дж., Немечек Т. (июнь 2018 г.). «Снижение воздействия продуктов питания на окружающую среду через производителей и потребителей». Наука . 360 (6392): 987–992. Бибкод : 2018Sci...360..987P. дои : 10.1126/science.aaq0216 . ПМИД  29853680.
  4. ^ аб Турчин, Александра В. (2005). Изотопы кислорода в морских сульфатах и ​​цикл серы за последние 140 миллионов лет (доктор философии). Гарвардский университет. 3174055.
  5. ^ Рехейс MC, Киль Р. (май 1995 г.). «Отложения пыли на юге Невады и Калифорнии, 1984–1989 годы: связь с климатом, площадью источника и литологией источника». Журнал геофизических исследований: Атмосфера . 100 (Д5): 8893–8918. Бибкод : 1995JGR...100.8893R. дои : 10.1029/94JD03245.
  6. ^ abcd Machel HG, Krouse HR, Sassen R (1995). «Продукты и отличительные критерии бактериальной и термохимической сульфатредукции». Прикладная геохимия . 10 (4): 373–389. Бибкод : 1995ApGC...10..373M. дои : 10.1016/0883-2927(95)00008-8.
  7. ^ abcde Machel HG (2001). «Бактериальная и термохимическая сульфатредукция в диагенетических условиях - старые и новые идеи». Осадочная геология . 140 (1–2): 143–175. Бибкод : 2001SedG..140..143M. дои : 10.1016/S0037-0738(00)00176-7. S2CID  4606551.
  8. ^ Бартон Л. (1995). Сульфатредуцирующие бактерии . Нью-Йорк: Пленум Пресс. ISBN 0-306-44857-2. ОСЛК  32311676.
  9. ^ Йоргенсен Б.Б., Исаксен М.Ф., Яннаш Х.В. (декабрь 1992 г.). «Бактериальное восстановление сульфатов при температуре выше 100 градусов Цельсия в отложениях глубоководных гидротермальных источников». Наука . 258 (5089): 1756–1757. дои : 10.1126/science.258.5089.1756. PMID  17831655. S2CID  129371120.
  10. ^ Аарон П., Фу Б (2000). «Степень восстановления микробных сульфатов и фракционирование изотопов серы и кислорода на участках просачивания нефти и газа в глубоководных водах Мексиканского залива». Geochimica et Cosmochimica Acta . 64 (2): 233–246. Бибкод : 2000GeCoA..64..233A. дои : 10.1016/S0016-7037(99)00292-6.
  11. ^ Гольдштейн Т.П., Айзенштат З. (1994). «Обзор термохимической сульфатредукции». Журнал термического анализа . 42 (1): 241–290. дои : 10.1007/BF02547004. ISSN  0368-4466. S2CID  95526523.
  12. ^ Кроуз Х.Р., Виау К.А., Элиук Л.С., Уеда А., Халас С. (1988). «Химические и изотопные доказательства термохимического восстановления сульфатов легкими углеводородными газами в глубоких карбонатных коллекторах». Природа . 333 (6172): 415–419. Бибкод : 1988Natur.333..415K. дои : 10.1038/333415a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4354648.
  13. ^ Мьюзер Г., Стамс А.Дж. (июнь 2008 г.). «Экология и биотехнология сульфатредуцирующих бактерий». Обзоры природы. Микробиология . 6 (6): 441–454. doi : 10.1038/nrmicro1892. PMID  18461075. S2CID  22775967.
  14. ^ Йоргенсен Б.Б. (1982). «Минерализация органического вещества на морском дне - роль сульфатредукции». Природа . 296 (5858): 643–645. Бибкод : 1982Natur.296..643J. дои : 10.1038/296643a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4308770.
  15. ^ Холмер М., Сторкхольм П. (2001). «Сульфатредукция и круговорот серы в озерных отложениях: обзор». Пресноводная биология . 46 (4): 431–451. дои : 10.1046/j.1365-2427.2001.00687.x. ISSN  0046-5070.
  16. ^ ab Sievert SM, Hügler M, Taylor CD, Wirsen CO (2008). «Окисление серы в глубоководных гидротермальных источниках». В Даль С., Фридрих К.Г. (ред.). Микробный метаболизм серы . Шпрингер Берлин Гейдельберг. стр. 238–258. дои : 10.1007/978-3-540-72682-1_19. ISBN 978-3-540-72679-1.
  17. ^ Клотц М.Г., Брайант Д.А., Хэнсон Т.Э. (2011). «Микробный цикл серы». Границы микробиологии . 2 : 241. дои : 10.3389/fmicb.2011.00241 . ПМЦ 3228992 . ПМИД  22144979. 
  18. ^ Педерсен Р.Б., Рапп Х.Т., Торсет И.Х., Лилли М.Д., Баррига Ф.Дж., Баумбергер Т. и др. (ноябрь 2010 г.). «Открытие жерлового поля черного курильщика и жерловой фауны на Срединно-полярном хребте». Природные коммуникации . 1 (8): 126. Бибкод : 2010NatCo...1..126P. дои : 10.1038/ncomms1124. ПМК 3060606 . ПМИД  21119639. 
  19. ^ abcde Schlesinger WH (1997). Биогеохимия: анализ глобальных изменений (2-е изд.). Сан-Диего, Калифорния: Academic Press. ISBN 9780126251555.
  20. ^ Сим, Мин Суб; Босак, Таня; Оно, Шухэй (июль 2011 г.). «Фракционирование крупных изотопов серы не требует диспропорционирования». Наука . 333 (6038): 74–77. дои : 10.1126/science.1205103. ISSN  0036-8075. PMID  21719675. S2CID  1248182.
  21. ^ Цанг, Мань-Инь; Бетчер, Михаэль Эрнст; Вортманн, Ульрих Георг (август 2023 г.). «Оценка влияния диспропорции элементарной серы на сигнатуры изотопов серы в отложениях». Химическая геология . 632 : 121533. doi : 10.1016/j.chemgeo.2023.121533. S2CID  258600480.
  22. ^ Бримблкомб П. (2014). «Глобальный цикл серы». Трактат по геохимии . Том. 10. Амстердам: Эльзевир. стр. 559–591. дои : 10.1016/B978-0-08-095975-7.00814-7. ISBN 9780080983004.
  23. ^ abcd Fike DA, Брэдли AS, Rose CV (2015). «Переосмысление древнего цикла серы». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах . 43 (1): 593–622. Бибкод : 2015AREPS..43..593F. doi : 10.1146/annurev-earth-060313-054802 . S2CID  140644882.
  24. ^ Кэнфилд DE (2004). «Эволюция резервуара серы на поверхности Земли». Американский научный журнал . 304 (10): 839–861. Бибкод : 2004AmJS..304..839C. дои : 10.2475/ajs.304.10.839 .
  25. ^ Ка LC, Лайонс Т.В., Фрэнк Т.Д. (октябрь 2004 г.). «Низкий уровень морских сульфатов и длительная оксигенация протерозойской биосферы». Природа . 431 (7010): 834–838. Бибкод : 2004Natur.431..834K. дои : 10.1038/nature02974. PMID  15483609. S2CID  4404486.
  26. ^ аб Джонстон DT (2011). «Множественные изотопы серы и эволюция цикла серы на поверхности Земли». Обзоры наук о Земле . 106 (1–2): 161–183. Бибкод : 2011ESRv..106..161J. doi : 10.1016/j.earscirev.2011.02.003.
  27. ^ abcd Canfield DE, Raiswell R (1999). «Эволюция цикла серы». Американский научный журнал . 299 (7–9): 697–723. Бибкод : 1999AmJS..299..697C. дои : 10.2475/ajs.299.7-9.697.
  28. ^ Шидловски М., Хейс Дж.М., Каплан И.Р. (1983). «Изотопные выводы древней биохимии - углерод, сера, водород и азот». В Шопфе JW (ред.). Самая ранняя биосфера Земли . Принстон, Нью-Джерси: Издательство Принстонского университета.
  29. ^ abcdefg Лайонс Т.В., Геллатли AM, МакГолдрик П.Дж., Ка LC (2006). «Протерозойские осадочные эксгаляционные (SEDEX) отложения и связь с развитием химии глобального океана». В Kesler SE, Ohmoto H (ред.). Эволюция атмосферы, гидросферы и биосферы ранней Земли — ограничения со стороны рудных месторождений . Мемуары Геологического общества Америки. Том. 198. стр. 169–184. ISBN 978-0-8137-1198-0.
  30. ^ Хоффман П.Ф., Кауфман А.Дж., Халверсон Г.П., Шраг Д.П. (август 1998 г.). «Неопротерозойская земля-снежок». Наука . 281 (5381): 1342–1346. Бибкод : 1998Sci...281.1342H. дои : 10.1126/science.281.5381.1342. PMID  9721097. S2CID  13046760.
  31. ^ Гилл BC, Лайонс TW, Янг С.А., Камп Л.Р., Нолл А.Х., Зальцман MR (январь 2011 г.). «Геохимические свидетельства широкого распространения эвксинии в позднем кембрийском океане». Природа . 469 (7328): 80–83. Бибкод : 2011Natur.469...80G. дои : 10.1038/nature09700. PMID  21209662. S2CID  4319979.
  32. ^ Джон Э.Х., Виналл П.Б., Ньютон Р.Дж., Боттрелл С.Х. (август 2010 г.). «Записи δ34SCAS и δ18OCAS во время франско-фаменского периода (позднего девона) и их влияние на модели массового вымирания». Химическая геология . 275 (3–4): 221–234. Бибкод :2010ЧГео.275..221J. doi :10.1016/j.chemgeo.2010.05.012.
  33. ^ Ньютон Р.Дж., Певитт Э.Л., Виналл П.Б., Боттрелл Ш. (февраль 2004 г.). «Большие сдвиги в изотопном составе сульфатов морской воды на границе пермо-триаса на севере Италии». Письма о Земле и планетологии . 218 (3–4): 331–345. Бибкод : 2004E&PSL.218..331N. дои : 10.1016/S0012-821X(03)00676-9.
  34. ^ Гилл, Британская Колумбия, Лайонс, Дженкинс, ХК (декабрь 2011 г.). «Глобальное возмущение цикла серы во время Тоарского океанического бескислородного события». Письма о Земле и планетологии . 312 (3–4): 484–496. Бибкод : 2011E&PSL.312..484G. дои : 10.1016/j.epsl.2011.10.030.
  35. ^ Пэйтан, А. (20 ноября 1998 г.). «Изотопный состав серы кайнозойского сульфата морской воды». Наука . 282 (5393): 1459–1462. дои : 10.1126/science.282.5393.1459. ПМИД  9822370.
  36. ^ Пэйтан, А. (11 июня 2004 г.). «Колебания изотопов серы в морской воде в меловом периоде». Наука . 304 (5677): 1663–1665. Бибкод : 2004Sci...304.1663P. дои : 10.1126/science.1095258. ISSN  0036-8075. PMID  15192227. S2CID  10539452.
  37. ^ Оуэнс Дж.Д., Гилл BC, Дженкинс Х.К., Бейтс С.М., Северманн С., Кайперс М.М. и др. (Ноябрь 2013). «Изотопы серы отслеживают глобальные масштабы и динамику эвксинии во время мелового океанического бескислородного события 2». Труды Национальной академии наук Соединенных Штатов Америки . 110 (46): 18407–18412. Бибкод : 2013PNAS..11018407O. дои : 10.1073/pnas.1305304110 . ПМЦ 3831968 . ПМИД  24170863. 
  38. ^ Тычин и др. (2004) неполная ссылка
  39. ^ аб Фаркуар Дж., Бао Х., Тименс М. (август 2000 г.). «Атмосферное влияние самого раннего цикла серы на Земле». Наука . 289 (5480): 756–759. Бибкод : 2000Sci...289..756F. дои : 10.1126/science.289.5480.756. PMID  10926533. S2CID  12287304.
  40. ^ Конхаузер К.О., Лалонд С.В., Планавски Н.Дж., Пекоитс Э., Лайонс Т.В., Мойжис С.Дж. и др. (октябрь 2011 г.). «Аэробное бактериальное окисление пирита и дренаж кислых пород во время Великого окисления». Природа . 478 (7369): 369–373. Бибкод : 2011Natur.478..369K. дои : 10.1038/nature10511. PMID  22012395. S2CID  205226545.
  41. ^ Бернер Р.А., Рэйсуэлл Р. (1983). «Захоронение органического углерода и пиритовой серы в отложениях в фанерозойское время: новая теория». Geochimica et Cosmochimica Acta . 47 (5): 855–862. Бибкод : 1983GeCoA..47..855B. дои : 10.1016/0016-7037(83)90151-5.
  42. ^ Фам М., Мюллер Дж. Ф., Брассер Г.П., Гранье С., Меги Дж. (май 1996 г.). «3D-модель исследования глобального цикла серы: вклад антропогенных и биогенных источников». Атмосферная среда . 30 (10–11): 1815–1822. Бибкод : 1996AtmEn..30.1815P. дои : 10.1016/1352-2310(95)00390-8.
  43. ^ Бримблкомб П., Хаммер С., Роде Х., Рябошапко А., Бутрон С.Ф. (1989). «Влияние человека на цикл серы». В Бримблкомб П., Лейн А.Ю. (ред.). Эволюция глобального биогеохимического цикла серы . Нью-Йорк: Уайли. стр. 77–121. ISBN 978-0-471-92251-3.
  44. ^ Чжао Ф., Хоксфорд М., МакГрат С.П. (1999). «Ассимиляция серы и влияние на урожайность и качество пшеницы». Журнал зерновых наук . 30 (1): 1–17. дои : 10.1006/jcrs.1998.0241.
  45. ^ Блейк-Калф М.М. (2000). «Диагностика дефицита серы у выращиваемого в полевых условиях рапса ( Brassica napus L.) и пшеницы ( Triticum aestivum L.)». Растение и почва . 225 (1–2): 95–107. дои : 10.1023/А: 1026503812267. S2CID  44208638.
  46. ^ Чеккотти СП (1996). «Питательная сера для растений - обзор баланса питательных веществ, воздействия на окружающую среду и удобрений». Исследования удобрений . 43 (1–3): 117–125. дои : 10.1007/BF00747690. S2CID  42207099.
  47. ↑ Глоссарий, США: Земная обсерватория НАСА , кислотный дождь, заархивировано из оригинала 13 декабря 2011 г. , получено 15 февраля 2013 г.
  48. ^ Сера как удобрение. Sulphurinstitute.org. Проверено 16 августа 2012 г.

Внешние ссылки