Серный цикл - Sulfur cycle

В цикл серы это набор процессов, посредством которых сера перемещается между скалами, водными путями и живыми системами. Такие биогеохимические циклы важны в геология потому что они влияют на многие минералы. Биохимические циклы также важны для жизни, потому что сера - это существенный элемент, являясь составной частью многих белки и кофакторы, и соединения серы могут использоваться в качестве окислителей или восстановителей при микробном дыхании.[1] Глобальный сера Цикл включает в себя превращения разновидностей серы через различные состояния окисления, которые играют важную роль как в геологических, так и в биологических процессах.

Серный цикл (в целом)
Серный цикл

Шаги цикл серы находятся:

Структура 3'-фосфоаденозин-5'-фосфосульфат, ключевой промежуточный продукт в цикле серы.

Их часто называют следующим образом:

Ассимиляционное восстановление сульфата (смотрите также ассимиляция серы ) в котором сульфат (SO42−) уменьшается на растения, грибы и различные прокариоты. Степень окисления серы +6 в сульфате и –2 в R – SH.
Обессеривание в котором органические молекулы, содержащие серу, могут быть обессерированы, производя сероводород газ (H2S, степень окисления = –2). Аналогичный процесс для органических соединений азота - дезаминирование.
Окисление сероводорода производит элементарную серу (S8), степень окисления = 0. Эта реакция протекает в фотосинтетический зеленая и пурпурная сера бактерии и немного хемолитотрофы. Часто элементарная сера хранится в виде полисульфиды.
Окисление элементарной серы окислителями серы образует сульфат.
Диссимиляционное восстановление серы в котором элементарная сера может быть восстановлена ​​до сероводорода.
Диссимиляционное восстановление сульфата в котором сульфатредукторы генерировать сероводород из сульфата.

Степень окисления серы

Сера имеет четыре основных степени окисления в природе: -2, +2, +4 и +6. Общие разновидности серы в каждой степени окисления перечислены ниже:

S2-: H2S, FeS, FeS2, CuS

S0: самородная, или элементарная, сера

S2+: ТАК

S4+: ТАК2, сульфит (SO32-)

S6+: ТАК42- (ЧАС2ТАК4, CaSO4), SF6

Источники и стоки серы

Иметь в виду подкисляющие выбросы (загрязнение воздуха) различных продуктов на 100 г белка[2]
Типы едыПодкисляющие выбросы (г SO2экв на 100 г белка)
Говядина
343.6
Сыр
165.5
Свинина
142.7
Баранина и баранина
139.0
Фермерские ракообразные
133.1
Домашняя птица
102.4
Выращенная рыба
65.9
Яйца
53.7
Арахис
22.6
Горох
8.5
Тофу
6.7

Сера содержится в состояния окисления от +6 дюймов ТАК42− до -2 дюймов сульфиды. Таким образом, элементарная сера может отдавать или получать электроны в зависимости от окружающей среды. На бескислородной ранней Земле больше всего серы присутствовало в таких минералах, как пирит (FeS2). За всю историю Земли количество подвижной серы увеличивалось за счет вулканическая активность а также выветривание из корка в насыщенной кислородом атмосфере.[1] Основным поглотителем серы на Земле являются океаны SO42−, где это главное окислитель.[3]

Когда SO42− усваивается организмами, восстанавливается и превращается в органическую серу, которая является важным компонентом белки. Тем не менее биосфера не действует как основной поглотитель серы, вместо этого большая часть серы содержится в морская вода или осадочные породы в том числе: богатый пиритом сланцы, эвапорит горные породы (ангидрит и барит ), и карбонаты кальция и магния (т.е. карбонат-ассоциированный сульфат ). Количество сульфат в Мировом океане контролируется тремя основными процессами:[4]

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

Основным природным источником серы в атмосферу являются морские брызги или уносимая ветром пыль, богатая серой.[5] ни то, ни другое не живет долго в атмосфере. В последнее время большое годовое поступление серы от сжигания каменный уголь и другие ископаемое топливо добавил значительное количество SO2 который действует как загрязнитель воздуха. В геологическом прошлом огненный вторжения в угольные меры вызвали крупномасштабное сжигание этих мер и, как следствие, выброс серы в атмосферу. Это привело к существенному нарушению климатической системы и является одной из предполагаемых причин Пермско-триасовое вымирание.[нужна цитата ]

Диметилсульфид [(CH3)2S или DMS] получается разложением диметилсульфониопропионат (DMSP) от смерти фитопланктон клетки в океане фотическая зона, и является основным биогенным газом, выбрасываемым из моря, где он отвечает за характерный «запах моря» вдоль береговых линий.[1] DMS является крупнейшим природным источником сернистого газа, но все еще имеет время пребывания в атмосфере около одного дня, и большая часть его повторно осаждается в океанах, а не попадает на сушу. Тем не менее, это важный фактор в климатической системе, так как он участвует в формировании облаков.

Сульфатредукция с биологической и термохимической стороны

Диссимиляционный путь восстановления сульфата

Сквозь диссимиляционное восстановление сульфата Таким образом, сульфат может восстанавливаться либо бактериальным (бактериальное восстановление сульфата), либо неорганическим (термохимическое восстановление сульфата). Этот путь включает восстановление сульфата за счет органические соединения для производства сероводорода, который присутствует в обоих процессах.

Основные продукты и реагенты бактериального восстановления сульфата (BSR) и термохимического восстановления сульфата (TSR) очень похожи. Для обоих разные органические соединения и растворенный сульфат являются реагентами, а продукты или побочные продукты следующие: ЧАС2S, CO2, карбонаты, элементарная сера и сульфиды металлов.[6] Однако реактивные органические соединения для BSR и TSR различаются из-за взаимоисключающих температурных режимов. Органические кислоты являются основными органическими реагентами для BSR и разветвленных / n-алканы являются основными органическими реагентами для TSR. Неорганическими продуктами реакции в BSR и TSR являются H2S (HS−) и HCO3− (CO2).[7]

Эти процессы происходят из-за двух очень разных термических режимов, в которых восстанавливается сульфат, особенно в низкотемпературных и высокотемпературных средах.[6] BSR обычно происходит при более низких температурах от 0 до 80 ° C, а TSR - при гораздо более высоких температурах около 100–140 ° C.[7] Температуры для TSR не так хорошо определены; самая низкая подтвержденная температура составляет 127 ° C, а самые высокие температуры наблюдаются в пределах 160–180 ° C.[7] Эти два разных режима появляются потому, что при более высоких температурах большинство сульфатредуцирующих микробов больше не могут метаболизироваться из-за денатурация белков или дезактивация ферментов,[8] так что TSR берет верх. Однако в горячих отложениях вокруг гидротермальные источники BSR может происходить при температуре до 110 ° C.[9]

BSR и TSR залегают на разной глубине. BSR происходит в низкотемпературных средах, которые являются более мелкими, такими как нефтяные и газовые месторождения. BSR также может иметь место в современных морских осадочных средах, таких как стратифицированный внутренние моря, континентальные шельфы, богатый органикой дельты и гидротермальные отложения, в которых наблюдается интенсивное микробное восстановление сульфатов из-за высокой концентрации растворенного сульфата в морской воде.[10] Кроме того, считается, что большое количество сероводорода в нефти на газовых месторождениях возникает в результате окисления нефтяных углеводородов сульфатом.[11] Известно, что такие реакции происходят в результате микробных процессов, но общепризнано, что TSR ответственен за большую часть этих реакций, особенно в глубоких или горячих резервуарах.[12] Таким образом, TSR возникает в глубоких коллекторах, где температуры намного выше. BSR является геологически мгновенным в большинстве геологических условий, в то время как TSR возникает со скоростью порядка сотен тысяч лет.[13][6] Хотя TSR намного медленнее, чем BSR, даже TSR кажется геологически довольно быстрым процессом.

BSR на мелководье и TSR на глубоком резервуары являются ключевыми процессами в круговороте серы в океане.[14][6] Примерно 10% (от общего количества газа) H2S производится в настройках BSR, тогда как 90% H2S производится в настройках TSR.[7] Если содержание H превышает несколько процентов2S в любом глубоком пласте, то предполагается, что TSR вступил во владение. Это связано с тем, что термический крекинг углеводородов не дает более пары процентов H2S. Количество H2На S влияет несколько факторов, таких как доступность органических реагентов и сульфатов, а также наличие / доступность основных и переходных металлов.[15]

Сероокисляющие бактерии в гидротермальных источниках

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

CO2 + 4H2S + O2 -> СН2O + 4S0 + 3H2О

CO2 + H2S + O2 + H2O -> CH2O + SO42- + 2H+

В современных океанах Тиомикроспира, Halothiobacillus, и Beggiatoa являются первичными сероокисляющими бактериями,[16] и образуют хемосинтетические симбиозы с животными-хозяевами.[17] Хозяин обеспечивает метаболические субстраты (например, CO2, O2, H2O) симбионту, в то время как симбионт генерирует органический углерод для поддержания метаболической активности хозяина. Полученный сульфат обычно соединяется с выщелоченными ионами кальция с образованием гипс, которые могут образовывать широко распространенные отложения в центрах спрединга в центре океана.[18]

δ34S

Хотя 25 изотопы известны серой, только четыре стабильный и имеет геохимическое значение. Из этих четырех двое (32S, свет и 34S, тяжелый) составляют (99,22%) серы на Земле. Подавляющее большинство (95,02%) S встречается в виде 32S с только 4,21% в 34S. Соотношение этих двух изотопов зафиксировано в нашем Солнечная система и был с момента его образования. Объемное отношение изотопов серы на Земле считается таким же, как отношение 22,22, измеренное по Каньон Диабло троилита (CDT), а метеорит.[19] Это соотношение принято в качестве международного стандарта и поэтому установлено на уровне δ0,00. Отклонение от 0,00 выражается как δ34S что является соотношением в промилле (‰). Положительные значения коррелируют с повышенным уровнем 34S, тогда как отрицательные значения коррелируют с большим 32S в образце.

При образовании минералов серы в результате небиогенных процессов нет существенной разницы между легкими и тяжелыми изотопами, поэтому соотношения изотопов серы в гипс или барит должно быть таким же, как общее соотношение изотопов в водной толще во время выпадения осадков. Восстановление сульфатов за счет биологической активности сильно различает эти два изотопа из-за более быстрой ферментативной реакции с 32С.[19] Сульфатный метаболизм приводит к истощению изотопов до -18, а повторяющиеся циклы окисления и восстановления могут приводить к значениям до -50. Средние современные значения δ в морской воде34S порядка + 21 ‰.

На протяжении всей геологической истории цикл серы и изотопные отношения эволюционировали вместе с биосферой, становясь в целом более отрицательной с увеличением биологически обусловленного восстановления сульфатов, но также демонстрируют существенное положительное отклонение. В целом положительные изменения изотопов серы означают, что имеется избыток отложения пирита, а не окисление сульфидных минералов, обнаженных на суше.[19]

Морской цикл серы

Круговорот серы в морской среде был хорошо изучен с помощью инструмента систематика изотопов серы выражается как δ34S. Современные мировые океаны имеют запасы серы 1,3 × 1021 г,[20] в основном встречается в виде сульфата с δ34Значение S + 21 ‰.[21] Общий входной поток составляет 1,0 × 1014 г / год при изотопном составе серы ~ 3 ‰.[21] Речной сульфат, полученный в результате земного выветривания сульфидных минералов (δ34S = + 6 ‰) является основным источником серы для океанов. Другие источники - это метаморфическая и вулканическая дегазация, а также гидротермальная активность (δ34S = 0 ‰), которые выделяют восстановленные формы серы (например, H2S и S0). Есть два основных выхода серы из океанов. Первый сток - это захоронение сульфата в виде морских эвапоритов (например, гипса) или сульфата, связанного с карбонатом (CAS), что составляет 6 × 1013 г / год (δ34S = + 21 ‰). Второй сток серы - погребение пирита в отложениях шельфа или глубоководных отложениях морского дна (4 × 1013 г / год; δ34S = -20 ‰).[22] Общий выходной поток морской серы составляет 1.0 × 1014 г / год, что соответствует входным потокам, что означает, что современный морской баланс серы находится в стабильном состоянии.[21] Время пребывания серы в современных мировых океанах составляет 13000000 лет.[23]

Эволюция серного цикла

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

Общий запас соединений серы на поверхности Земли (почти 1022 грамм S) представляет собой полное обезгаживание серы за геологическое время.[24][19] Породы, проанализированные на содержание серы, обычно представляют собой богатые органическими веществами сланцы, что означает, что они, вероятно, контролируются биогенным восстановлением серы. Средние кривые морской воды создаются для эвапоритов, отложившихся в течение геологического времени, потому что, опять же, поскольку они не различают тяжелые и легкие изотопы серы, они должны имитировать состав океана во время осаждения.

4,6 миллиарда лет назад (млрд лет) Земля сформировалась и имела теоретическую величину δ34Значение S равно 0. Поскольку на ранней Земле не было биологической активности, не было бы изотопное фракционирование.[21] Вся сера в атмосфере будет выделяться 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 Архейский (4,6–2,5 млрд лет) большинство систем оказались сульфатно-ограниченными. Некоторые небольшие архейские месторождения эвапоритов требуют наличия хотя бы локально повышенных концентраций (возможно, из-за местной вулканической активности) сульфата, чтобы они были перенасыщены и выпали из раствора.[25]

3.8–3.6 млрд лет знаменует начало открытой геологической летописи, потому что это возраст самых старых горных пород на Земле. Метаосадочный горные породы того времени все еще имеют изотопное значение 0, потому что биосфера не была достаточно развита (возможно, вообще) для фракционирования серы.[26]

3,5 Ga аноксиогенный фотосинтез установлен и обеспечивает слабый источник сульфатов в глобальном океане с невероятно низкими концентрациями сульфатов.34S по-прежнему в основном 0.[25] Вскоре после этого, через 3,4 млрд лет, появилось первое свидетельство минимального фракционирования в эвапоритовом сульфате в сочетании с магматически производные сульфиды можно увидеть в летописи горных пород. Это фракционирование показывает возможные доказательства аноксигенного фототрофный бактерии.

2,8 млрд лет знаменует собой первое свидетельство производства кислорода посредством фотосинтеза. Это важно, потому что окисление серы невозможно без кислорода в атмосфере. Это является примером совместной эволюции круговоротов кислорода и серы, а также биосферы.

2,7–2,5 млрд лет - возраст самых старых осадочные породы иметь обедненное δ 34S, которые являются первым убедительным доказательством сульфатредукции.[25]

2.3 Сульфат Ga увеличивается до более чем 1 мМ; это увеличение сульфата совпадает с "Большое событие оксигенации ", когда большинство рабочих считает, что окислительно-восстановительные условия на поверхности Земли в корне перешли от восстановительных к окислительным.[27] Этот сдвиг привел бы к невероятному увеличению сульфатного выветривания, что привело бы к увеличению содержания сульфатов в океанах. Большие фракции изотопов, которые, вероятно, будут связаны с уменьшением количества бактерий, производятся впервые. Хотя в то время наблюдалось заметное повышение содержания сульфата в морской воде, оно, вероятно, все еще составляло менее 5–15% от современного уровня.[27]

Через 1,8 млрд лет Пластинчатые железные образования (BIF) являются обычными осадочными породами в архее и Палеопротерозой; их исчезновение знаменует собой отчетливый сдвиг в химии океанской воды. BIF имеют чередующиеся уровни оксиды железа и черт. BIF образуются только в том случае, если воде позволяют перенасыщаться растворенным железом (Fe2+) означает, что в водной толще не может быть свободного кислорода или серы, потому что они образуют Fe3+ (ржавчина) или пирит и выпадать в осадок из раствора. После этого перенасыщения вода должна стать кислородсодержащей, чтобы полосы, богатые железом, выпали в осадок, она все еще должна быть бедной серой, иначе вместо Fe будет образовываться пирит.3+. Было высказано предположение, что BIF сформировались во время начальной эволюции фотосинтезирующих организмов, у которых были фазы роста популяции, вызывающие избыточное производство кислорода. Из-за этого чрезмерного производства они отравятся, вызывая массовую гибель людей, что отключит источник кислорода и произведет большое количество CO.2 через разложение их тел, что привело к новому бактериальному цветению. После 1,8 Ga концентрации сульфата были достаточными для увеличения скорости восстановления сульфата до уровня, превышающего поток доставки железа в океаны.[25]

Вместе с исчезновением BIF конец Палеопротерозой также отмечает первые крупномасштабные осадочные эксгаляционные отложения, показывающие связь между минерализацией и вероятным увеличением количества сульфата в морской воде. В палеопротерозое содержание сульфатов в морской воде увеличилось до большего количества, чем в архее, но все же было ниже современных значений.[27] Уровни сульфатов в Протерозойский также действуют как заместители 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 уровнями фанерозоя и дефицитом архея.

750 миллионов лет назад (млн лет назад) произошло обновленное отложение BIF, которое знаменует собой значительное изменение в химия океана. Вероятно, это произошло из-за снежный ком земли эпизоды, когда весь земной шар, включая океаны, был покрыт слоем льда, перекрывшего кислородное голодание.[28] В конце Неопротерозойский высокие темпы захоронения углерода увеличили уровень кислорода в атмосфере до> 10% от его современного значения. В последнем неопротерозое на поверхности Земли произошло еще одно крупное окислительное событие, которое привело к образованию кислородных глубин океана и, возможно, позволило появиться многоклеточной жизни.[27]

За последние 600 миллионов лет морская вода SO4 обычно колеблется от +10 до + 30 ‰ по δ34S со средним значением, близким к сегодняшнему. Заметные изменения в морской воде δ34S произошел во время вымирания и климатических явлений в это время.[29][30][31][32][33][34][35]

В более коротком временном масштабе (десять миллионов лет) изменения в цикле серы легче наблюдать, и их можно даже лучше ограничить с помощью изотопов кислорода. Кислород постоянно включается в цикл серы в результате окисления сульфата, а затем высвобождается, когда этот сульфат снова восстанавливается.[4] Поскольку разные источники сульфатов в океане имеют разные изотопные значения кислорода, можно использовать кислород для отслеживания цикла серы. При биологическом восстановлении сульфатов предпочтительно отбираются 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. [36] в то же время смогли лучше ограничить концентрацию серы в морской воде. Они обнаружили, что изменения уровня моря из-за Плиоцен и Плейстоцен ледниковый Циклы изменили площадь континентальных шельфов, что затем нарушило переработку серы, снизив концентрацию сульфата в морской воде. Это было резкое изменение по сравнению с доледниковым периодом до 2 миллионов лет назад.

Великое событие окисления и массово-независимое фракционирование изотопов серы

В Большое событие оксигенации (GOE) характеризуется исчезновением изотопа серы массово-независимое фракционирование (MIF) в осадочных записях примерно 2,45 миллиарда лет назад (Ga).[37] МИФ изотопа серы (Δ33S) определяется отклонением измеренного δ33Значение S из δ33Значение S, полученное из измеренного δ34Значение S согласно закону массового фракционирования. Великое событие окисления представляло собой массовый переход глобальных циклов серы. До Великого окислительного события цикл серы находился под сильным влиянием ультрафиолетовый (УФ) излучение и связанное с ним фотохимические реакции, что вызывало массово-независимое фракционирование изотопа серы (Δ33S ≠ 0). Для сохранения сигналов фракционирования, не зависящих от массы изотопа серы, требуется атмосферный O2 ниже 10−5 текущего атмосферного уровня (PAL).[24] Исчезновение массово-независимого фракционирования изотопов серы при ~ 2,45 млрд лет свидетельствует о том, что атмосферное пО2 превысил 10−5 текущий уровень атмосферы после Великого события оксигенации.[37] Кислород сыграл важную роль в глобальных циклах серы после Великого события оксигенации, такого как окислительное выветривание сульфидов.[38] Похороны пирит в отложениях, в свою очередь, способствует накоплению свободного O2 в среде поверхности Земли.[39]

Экономическое значение

Сера принимает непосредственное участие в производстве ископаемое топливо и большинство металлических отложений из-за его способности действовать как окислитель или восстановитель. Подавляющее большинство основных месторождений полезных ископаемых на Земле содержат значительное количество серы, включая, но не ограничиваясь: осадочные эксгаляционные отложения (SEDEX), Месторождения свинцово-цинковых руд в карбонатах (MVT типа долины Миссисипи) и медно-порфировый депозиты. Сульфиды железа, галенит и сфалерит будет образовываться как побочные продукты сероводород образование, пока соответствующие переходные или неблагородные металлы присутствуют или транспортируются к участку восстановления сульфата.[7] Если в системе заканчиваются химически активные углеводороды, могут образоваться рентабельные отложения элементарной серы. Сера также действует как восстановитель во многих коллекторах природного газа, и, как правило, рудообразующие флюиды имеют тесную связь с древними выходами или выходами углеводородов.[27]

Важные источники серы в рудных месторождениях, как правило, глубоко залегают, но они также могут поступать из местных вмещающих пород, морской воды или морской воды. эвапориты. Присутствие или отсутствие серы является одним из факторов, ограничивающих как концентрацию драгоценных металлов, так и ее осаждение из раствора. pH, температура и особенно редокс состояния определяют, будут ли осаждаться сульфиды. Большинство сульфидных рассолов сохраняют концентрацию до тех пор, пока не достигнут восстановительных условий, более высокого pH или более низких температур.

Рудные флюиды обычно связаны с водами, богатыми металлами, которые нагреваются в осадочный бассейн при повышенных термических условиях, как правило, в тектонических условиях растяжения. Окислительно-восстановительные условия бассейна литологии обеспечивают важный контроль окислительно-восстановительного состояния жидкостей, транспортирующих металл, и отложения могут образовываться как от окисляющих, так и от восстановительных жидкостей.[27] Рудные флюиды, богатые металлами, по необходимости имеют сравнительно недостаток сульфидов, поэтому значительная часть сульфидов должна поступать из другого источника на месте минерализации. Бактериальное восстановление сульфата морской воды или эуксинового (аноксического и H2S-содержащая) водная толща является необходимым источником этого сульфида. Когда присутствует, δ34S значения барит обычно соответствуют источнику сульфата в морской воде, что предполагает образование барита в результате реакции между гидротермальным барием и сульфатом в окружающей морской воде.[27]

После того, как ископаемое топливо или драгоценные металлы обнаружены и либо сожжены, либо измельчены, сера превращается в отходы, с которыми необходимо обращаться должным образом, иначе она может стать загрязнителем. Количество серы в нашей сегодняшней атмосфере резко увеличилось из-за сжигания ископаемого топлива. Сера действует как загрязнитель и одновременно экономический ресурс.

Человеческое воздействие

Деятельность человека оказывает большое влияние на глобальный цикл серы. Сожжение каменный уголь, натуральный газ, и другие ископаемое топливо значительно увеличил количество серы в атмосфере и океане и истощил сток осадочных пород. Без воздействия человека сера оставалась бы связанной в породах в течение миллионов лет, пока не поднялась бы через тектонический события, а затем выпущены через эрозия и выветривание процессы. Вместо этого его бурят, закачивают и сжигают с постоянно увеличивающейся скоростью. На наиболее загрязненных территориях выпадение сульфатов увеличилось в 30 раз.[40]

Хотя кривая серы показывает сдвиги между чистым окислением серы и чистым сокращением серы в геологическом прошлом, масштабы нынешнего антропогенного воздействия, вероятно, беспрецедентны в геологической летописи. Деятельность человека значительно увеличивает приток серы к атмосфера, некоторые из которых транспортируются по всему миру. Люди добывают уголь и добывают нефть из земной коры со скоростью, которая мобилизует 150 x 1012 gS / год, что более чем вдвое превышает показатель 100 лет назад.[41] Результатом антропогенного воздействия на эти процессы является увеличение пула окисленной серы (SO4) в глобальном цикле за счет накопления восстановленной серы в земной коре. Следовательно, деятельность человека не вызывает серьезных изменений в глобальных резервуарах серы, но она действительно вызывает серьезные изменения в годовом потоке серы через атмосферу.[19]

Когда SO2 выбрасывается как загрязнитель воздуха, образует серная кислота через 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. Согласно EPA, кислотный дождь - широкий термин, относящийся к смеси влажного и сухого осаждения (осажденный материал) из атмосферы, содержащей более высокие, чем обычно, количества азотной и серной кислот. Дистиллированная вода (вода без растворенных компонентов), не содержащая углекислый газ, имеет нейтральный pH 7. Естественно, дождь имеет слегка кислый pH 5,6, потому что углекислый газ и вода в воздухе взаимодействуют вместе с образованием угольной кислоты, очень слабой кислоты. Однако в районе Вашингтона, округ Колумбия, средний pH дождя составляет от 4,2 до 4,4. Поскольку pH измеряется в логарифмической шкале, снижение на 1 (разница между обычной дождевой водой и кислотным дождем) оказывает сильное влияние на силу кислоты. В США примерно 2/3 всех SO2 и 1/4 всех НЕТ3 происходят из выработки электроэнергии, основанной на сжигании ископаемого топлива, такого как уголь.

Поскольку сера является важным питательным веществом для растений, сера все чаще используется в качестве компонента удобрений. В последнее время дефицит серы стал широко распространенным явлением во многих странах Европы.[42][43][44] Из-за действий, предпринятых для ограничения кислотные дожди Поступление серы в атмосферу продолжает снижаться. В результате дефицит поступающей серы, вероятно, увеличится, если не будут использоваться серные удобрения.[45][46]

Смотрите также

Рекомендации

  1. ^ а б c Мэдиган MT, Мартино JM (2006). Биология микроорганизмов Брока (11-е изд.). Пирсон. п. 136. ISBN  978-0-13-196893-6.
  2. ^ Пур Дж., Немечек Т. (июнь 2018 г.). «Снижение воздействия пищевых продуктов на окружающую среду за счет производителей и потребителей». Наука. 360 (6392): 987–992. Bibcode:2018Научный ... 360..987P. Дои:10.1126 / science.aaq0216. PMID  29853680.
  3. ^ Бикл MJ, Alt JC, Teagle DA (1994). «Перенос серы и фракционирование изотопов серы в гидротермальных системах морского дна». Минералогический журнал. 58A (1): 88–89. Bibcode:1994 МинМ ... 58 ... 88B. Дои:10.1180 / минмаг.1994.58А.1.49.
  4. ^ а б Александра В. Турчин «Изотопы кислорода в морском сульфате и цикл серы за последние 140 миллионов лет» Гарвардский университет, 2005.
  5. ^ Reheis MC, Kihl R (май 1995 г.). «Отложение пыли в южной Неваде и Калифорнии, 1984–1989: Связь с климатом, территорией источника и литологией источника». Журнал геофизических исследований: атмосферы. 100 (D5): 8893–918. Bibcode:1995JGR ... 100.8893R. Дои:10.1029 / 94JD03245.
  6. ^ а б c d Машел Х. Г., Кроуз Х. Р., Сассен Р. (1995). «Продукты и отличительные критерии бактериальной и термохимической сульфатредукции». Прикладная геохимия. 10 (4): 373–389. Bibcode:1995ApGC ... 10..373M. Дои:10.1016/0883-2927(95)00008-8.
  7. ^ а б c d е Машел Х.Г. (2001). «Бактериальное и термохимическое восстановление сульфата в диагенетических условиях - старые и новые идеи». Осадочная геология. 140 (1–2): 143–175. Bibcode:2001SedG..140..143M. Дои:10.1016 / S0037-0738 (00) 00176-7.
  8. ^ Бартон Л. (1995). Сульфатредуцирующие бактерии. Нью-Йорк: Пленум Пресс. ISBN  0-306-44857-2. OCLC  32311676.
  9. ^ Йоргенсен ББ, Исаксен М.Ф., Яннаш Х.В. (декабрь 1992 г.). «Снижение уровня бактериального сульфата выше 100 ° C в глубоководных гидротермальных отложениях». Наука. 258 (5089): 1756–7. Дои:10.1126 / science.258.5089.1756. PMID  17831655. S2CID  129371120.
  10. ^ Аарон П., Фу Б. (2000). «Скорость восстановления микробного сульфата и фракционирование изотопов серы и кислорода на выходах нефти и газа в глубоководном Мексиканском заливе». Geochimica et Cosmochimica Acta. 64 (2): 233–246. Bibcode:2000GeCoA..64..233A. Дои:10.1016 / S0016-7037 (99) 00292-6.
  11. ^ Гольдштейн Т.П., Айзенштат З. (1994). «Обзор термохимического сульфатредукции». Журнал термического анализа. 42 (1): 241–290. Дои:10.1007 / BF02547004. ISSN  0368-4466. S2CID  95526523.
  12. ^ Krouse HR, Viau CA, Eliuk LS, Ueda A, Halas S (1988). «Химические и изотопные свидетельства термохимического восстановления сульфатов легкими углеводородными газами в глубоких карбонатных коллекторах». Природа. 333 (6172): 415–419. Bibcode:1988Натура 333..415К. Дои:10.1038 / 333415a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4354648.
  13. ^ Муйзер Г., Стамс А.Дж. (июнь 2008 г.). «Экология и биотехнология сульфатредуцирующих бактерий». Обзоры природы. Микробиология. 6 (6): 441–54. Дои:10.1038 / nrmicro1892. PMID  18461075. S2CID  22775967.
  14. ^ Йоргенсен BB (1982). «Минерализация органических веществ на морском дне - роль восстановления сульфатов». Природа. 296 (5858): 643–645. Bibcode:1982Натура.296..643J. Дои:10.1038 / 296643a0. ISSN  0028-0836. S2CID  4308770.
  15. ^ Холмер М., Сторхольм 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. ^ а б Зиверт С.М., Хюглер М., Тейлор К.Д., Вирсен, CO (2008). Даль C, Фридрих CG (ред.). «Окисление серы в глубоководных гидротермальных источниках». Микробный метаболизм серы. Springer Berlin Heidelberg: 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. ЧВК  3228992. PMID  22144979.
  18. ^ Pedersen RB, Rapp HT, Thorseth IH, Lilley MD, Barriga FJ, Baumberger T. и др. (Ноябрь 2010 г.). «Открытие жерлового поля черного курильщика и жерловой фауны на Северном Ледовитом океане». Nature Communications. 1 (8): 126. Bibcode:2010НатКо ... 1..126П. Дои:10.1038 / ncomms1124. ЧВК  3060606. PMID  21119639.
  19. ^ а б c d е Шлезингер WH (1997). Биогеохимия - анализ глобальных изменений (2-е изд.). Сан-Диего, Калифорния: Academic Press.
  20. ^ Бримблкомб П (2014). «Глобальный цикл серы». Трактат по геохимии. 10. Амстердам: Эльзевир. С. 559–591. Дои:10.1016 / B978-0-08-095975-7.00814-7. ISBN  9780080983004.
  21. ^ а б c d Фике Д.А., Брэдли А.С., Роуз CV (2015). «Переосмысление древнего цикла серы». Ежегодный обзор наук о Земле и планетах. 43 (1): 593–622. Bibcode:2015AREPS..43..593F. Дои:10.1146 / аннурьев-земля-060313-054802. S2CID  140644882.
  22. ^ Canfield DE (2004). «Эволюция резервуара серы на поверхности Земли». Американский журнал науки. 304 (10): 839–861. Bibcode:2004AmJS..304..839C. Дои:10.2475 / ajs.304.10.839.
  23. ^ Kah LC, Lyons TW, Frank TD (октябрь 2004 г.). «Низкая морская сульфатность и длительное насыщение кислородом протерозойской биосферы». Природа. 431 (7010): 834–8. Bibcode:2004Натура 431..834K. Дои:10.1038 / природа02974. PMID  15483609. S2CID  4404486.
  24. ^ а б Джонстон Д.Т. (2011). «Множественные изотопы серы и эволюция цикла серы на поверхности Земли». Обзоры наук о Земле. 106 (1–2): 161–183. Bibcode:2011ESRv..106..161J. Дои:10.1016 / j.earscirev.2011.02.003.
  25. ^ а б c d Canfield DE, Raiswell R (1999). «Эволюция круговорота серы». Американский журнал науки. 299 (7–9): 697–723. Bibcode:1999AmJS..299..697C. Дои:10.2475 / ajs.299.7-9.697.
  26. ^ Schidlowski M, Hayes JM, Kaplan IR (1983). «Изотопные выводы древней биохимии - углерод, сера, водород и азот».. В Schopf JW (ред.). Древнейшая биосфера Земли. Принстон, Нью-Джерси: Издательство Принстонского университета.
  27. ^ а б c d е ж грамм Lyons TW, Gellatly AM, McGoldrick PJ, Kah LC (2006). «Протерозойские осадочные эксгаляционные отложения (SEDEX) и связи с эволюцией глобальной химии океана». В Kesler SE, Ohmoto H (ред.). Эволюция атмосферы, гидросферы и биосферы ранней Земли - ограничения от рудных месторождений. Мемуары Геологического общества Америки. 198. С. 169–184. ISBN  978-0-8137-1198-0.
  28. ^ Хоффман П.Ф., Кауфман А.Дж., Халверсон Г.П., Шраг Д.П. (август 1998 г.). "Неопротерозойская земля-снежок". Наука. 281 (5381): 1342–6. Bibcode:1998Sci ... 281.1342H. Дои:10.1126 / science.281.5381.1342. PMID  9721097. S2CID  13046760.
  29. ^ Gill BC, Lyons TW, Young SA, Kump LR, Knoll AH, Saltzman MR (январь 2011 г.). «Геохимические свидетельства широкого распространения эвксинии в более позднем кембрийском океане». Природа. 469 (7328): 80–3. Bibcode:2011Натура 469 ... 80 г. Дои:10.1038 / природа09700. PMID  21209662. S2CID  4319979.
  30. ^ Джон Э. Х., Уигнал ПБ, Ньютон Р. Дж., Боттрелл Ш. (август 2010 г.). «Записи δ34SCAS и δ18OCAS во время перехода франа к фамену (поздний девон) и их влияние на модели массового вымирания». Химическая геология. 275 (3–4): 221–234. Bibcode:2010ЧГео.275..221J. Дои:10.1016 / j.chemgeo.2010.05.012.
  31. ^ Ньютон Р.Дж., Певитт Э.Л., Уигналл ПБ, Боттрелл С.Х. (февраль 2004 г.). «Значительные сдвиги в изотопном составе сульфата морской воды через пермо-триасовую границу на севере Италии». Письма по науке о Земле и планетах. 218 (3–4): 331–345. Bibcode:2004E и PSL.218..331N. Дои:10.1016 / S0012-821X (03) 00676-9.
  32. ^ Gill BC, Lyons TW, Jenkyns HC (декабрь 2011 г.). «Глобальное нарушение цикла серы во время аноксического явления в Тоарском океане». Письма по науке о Земле и планетах. 312 (3–4): 484–496. Bibcode:2011E и PSL.312..484G. Дои:10.1016 / j.epsl.2011.10.030.
  33. ^ Пайтан, А. (1998-11-20). «Изотопный состав серы кайнозойского сульфата морской воды». Наука. 282 (5393): 1459–1462. Дои:10.1126 / science.282.5393.1459. PMID  9822370.
  34. ^ Пайтан, А. (2004-06-11). «Колебания изотопов серы в морской воде в меловом периоде». Наука. 304 (5677): 1663–1665. Дои:10.1126 / science.1095258. ISSN  0036-8075. PMID  15192227. S2CID  10539452.
  35. ^ Оуэнс Дж. Д., Гилл BC, Дженкинс Х. С., Бейтс С. М., Северманн С., Кайперс М. М. и др. (Ноябрь 2013). «Изотопы серы отслеживают глобальные масштабы и динамику эуксинии во время аноксии 2 в океаническом меловом периоде». Труды Национальной академии наук Соединенных Штатов Америки. 110 (46): 18407–12. Bibcode:2013PNAS..11018407O. Дои:10.1073 / пнас.1305304110. ЧВК  3831968. PMID  24170863.
  36. ^ Tychyn et al. (2004) неполная ссылка
  37. ^ а б Фаркуар Дж., Бао Х., Тименс М. (август 2000 г.). «Атмосферное влияние самого раннего цикла серы на Земле». Наука. 289 (5480): 756–9. Bibcode:2000Sci ... 289..756F. Дои:10.1126 / science.289.5480.756. PMID  10926533. S2CID  12287304.
  38. ^ Konhauser KO, Lalonde SV, Planavsky NJ, Pecoits E, Lyons TW, Mojzsis SJ, et al. (Октябрь 2011 г.). «Аэробное бактериальное окисление пирита и дренаж кислых пород во время Великого окислительного события». Природа. 478 (7369): 369–73. Bibcode:2011Натура.478..369K. Дои:10.1038 / природа10511. PMID  22012395. S2CID  205226545.
  39. ^ Бернер Р.А., Райсвелл Р. (1983). «Захоронение органического углерода и пиритовой серы в отложениях за фанерозойское время: новая теория». Geochimica et Cosmochimica Acta. 47 (5): 855–862. Bibcode:1983GeCoA..47..855B. Дои:10.1016/0016-7037(83)90151-5.
  40. ^ Pham M, Müller JF, Brasseur GP, Granier C, Mégie G (май 1996 г.). «Исследование глобального цикла серы с помощью 3D-модели: вклад антропогенных и биогенных источников». Атмосферная среда. 30 (10–11): 1815–22. Bibcode:1996AtmEn..30.1815P. Дои:10.1016/1352-2310(95)00390-8.
  41. ^ Brimblecombe P, Hammer C, Rodhe H, Ryaboshapko A, Boutron CF (1989). «Влияние человека на цикл серы». В Brimblecombe P, Lein AY (ред.). Эволюция глобального биогеохимического цикла серы. Нью-Йорк: Вили. С. 77–121. ISBN  978-0-471-92251-3.
  42. ^ 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.
  43. ^ Блейк-Калфф MM (2000). «Диагностика дефицита серы в выращиваемом в полевых условиях масличном рапсе (Brassica napus L.) и пшенице (Triticum aestivum L.)». Растение и почва. 225 (1/2): 95–107. Дои:10.1023 / А: 1026503812267. S2CID  44208638.
  44. ^ Чеккотти СП (1996). «Питательная сера для растений - обзор баланса питательных веществ, воздействия на окружающую среду и удобрений». Исследование удобрений. 43 (1–3): 117–125. Дои:10.1007 / BF00747690. S2CID  42207099.
  45. ^ Глоссарий, Соединенные Штаты: Земная обсерватория НАСА, кислотный дождь, в архиве с оригинала 13 декабря 2011 г., получено 15 февраля, 2013
  46. ^ Сера как удобрение. Sulphurinstitute.org. Проверено 16 августа 2012 года.

внешняя ссылка