Evolution of the sulfur cycle[edit]

Evolution of the sulfur cycle[edit]
The isotopic composition of sedimentary sulfides provides primary information on the evolution of the sulfur cycle.

The total inventory of sulfur compounds on the surface of the Earth (nearly 1022 g S) represents the total outgassing of sulfur through geologic time.[8] Rocks analyzed for sulfur content are generally organic-rich shales meaning they are likely controlled by biogenic sulfur reduction. Average seawater curves are generated from evaporites deposited throughout geologic time because again, since they do not discriminate between the heavy and light sulfur isotopes, they should mimic the ocean composition at the time of deposition.

4.6 billion years ago (Ga) the Earth formed and had a theoretical δ34S value of 0. Since there was no biologic activity on early Earth there would be no isotopic fractionation. All sulfur in the atmosphere would be released during volcanic eruptions. When the oceans condensed on Earth, the atmosphere was essentially swept clean of sulfur gases, owing to their high solubility in water. Throughout the majority of the Archean (4.6–2.5 Ga) most systems appeared to be sulfate-limited. Some small Archean evaporite deposits require that at least locally elevated concentrations (possibly due to local volcanic activity) of sulfate existed in order for them to be supersaturated and precipitate out of solution.[9]

3.8–3.6 Ga marks the beginning of the exposed geologic record because this is the age of the oldest rocks on Earth. Metasedimentary rocks from this time still have an isotopic value of 0 because the biosphere was not developed enough (possibly at all) to fractionate sulfur.[10]

3.5 Ga anoxyogenic photosynthesis is established and provides a weak source of sulfate to the global ocean with sulfate concentrations incredibly low the δ34S is still basically 0.[9] Shortly after, at 3.4 Ga the first evidence for minimal fractionation in evaporitic sulfate in association with magmatically derived sulfides can be seen in the rock record. This fractionation shows possible evidence for anoxygenic phototrophic bacteria.

2.8 Ga marks the first evidence for oxygen production through photosynthesis. This is important because there cannot be sulfur oxidation without oxygen in the atmosphere. This exemplifies the coevolution of the oxygen and sulfur cycles as well as the biosphere.

2.7–2.5 Ga is the age of the oldest sedimentary rocks to have a depleted δ 34S which provide the first compelling evidence for sulfate reduction.[9]

2.3 Ga sulfate increases to more than 1 mM; this increase in sulfate is coincident with the "Great Oxygenation Event", when redox conditions on Earth's surface are thought by most workers to have shifted fundamentally from reducing to oxidizing.[11] This shift would have led to an incredible increase in sulfate weathering which would have led to an increase in sulfate in the oceans. The large isotopic fractionations that would likely be associated with bacteria reduction are produced for the first time. Although there was a distinct rise in seawater sulfate at this time it was likely still only less than 5–15% of present-day levels.[11]

At 1.8 Ga, Banded iron formations (BIF) are common sedimentary rocks throughout the Archean and Paleoproterozoic; their disappearance marks a distinct shift in the chemistry of ocean water. BIFs have alternating layers of iron oxides and chert. BIFs only form if the water is be allowed to supersaturate in dissolved iron (Fe2+) meaning there cannot be free oxygen or sulfur in the water column because it would form Fe3+ (rust) or pyrite and precipitate out of solution. Following this supersaturation, the water must become oxygenated in order for the ferric rich bands to precipitate it must still be sulfur poor otherwise pyrite would form instead of Fe3+. It has been hypothesized that BIFs formed during to the initial evolution of photosynthetic organisms that had phases of population growth, causing over production of oxygen. Due to this over production they would poison themselves causing a mass die off, which would cut off the source of oxygen and produce a large amount of CO2 through the decomposition of their bodies, allowing for another bacterial bloom. After 1.8 Ga sulfate concentrations were sufficient to increase rates of sulfate reduction to greater than the delivery flux of iron to the oceans.[9]

Along with the disappearance of BIF, the end of the Paleoproterozoic also marks the first large scale sedimentary exhalative deposits showing a link between mineralization and a likely increase in the amount of sulfate in sea water. In the Paleoproterozoic the sulfate in seawater had increased to an amount greater than in the Archean, but was still lower than present day values.[11] The sulfate levels in the Proterozoic also act as proxies for atmospheric oxygen because sulfate is produced mostly through weathering of the continents in the presence of oxygen. The low levels in the Proter

Kết quả (Việt) 1:

Sự tiến hóa của các chu trình lưu huỳnh [sửa]Phần trầm tích các sulfua, đồng vị cung cấp thông tin chính về sự tiến hóa của các chu trình lưu huỳnh.Tất cả hàng tồn kho của hợp chất lưu huỳnh trên bề mặt của trái đất (gần 1022 g S) đại diện cho outgassing tất cả các lưu huỳnh thông qua thời gian địa chất. [8] rocks phân tích cho nội dung lưu huỳnh là thường hữu cơ giàu đá phiến sét có nghĩa là họ có khả năng điều khiển bằng lưu huỳnh công giảm. Nước biển trung bình là đường cong được tạo ra từ các evaporit lắng đọng trong niên đại địa chất vì một lần nữa, vì họ không phân biệt đối xử giữa các đồng vị của lưu huỳnh nặng và nhẹ, họ nên bắt chước các thành phần đại dương lúc lắng đọng.4,6 tỷ năm trước (Ga) trái đất được hình thành và có một giá trị lý thuyết δ34S là 0. Vì không có hoạt động sinh học trên trái đất sớm không có không có đoạn đồng vị. Tất cả các lưu huỳnh trong khí quyển sẽ được phát hành trong quá trình phun trào núi lửa. Khi đại dương ngưng tụ trên trái đất, khí quyển chủ yếu được xuôi sạch của khí lưu huỳnh, do họ cao độ hòa tan trong nước. Trong suốt phần lớn của Thái (4.6-2,5 Ga) hầu hết hệ thống dường như là giới hạn sulfat. Một số tiền gửi nhỏ evaporit Thái đòi hỏi rằng ít địa phương cao nồng độ (có thể do địa phương hoạt động núi lửa) sunfat tồn tại để cho họ để được supersaturated và kết tủa ra giải pháp. [9]3.8-3,6 Ga đánh dấu sự khởi đầu của kỷ lục địa chất tiếp xúc với bởi vì đây là độ tuổi của các loại đá cổ xưa nhất trên trái đất. Metasedimentary đá từ thời điểm này vẫn còn có một giá trị đồng vị là 0 bởi vì sinh quyển không phát triển đủ (có thể ở tất cả) để fractionate lưu huỳnh. [10]3,5 Ga anoxyogenic quang được thành lập và cung cấp một nguồn yếu sunfat đại dương toàn cầu với nồng độ sulfat cực kỳ thấp δ34S vẫn về cơ bản là 0. [9] không lâu sau đó, 3.4 Ga đầu tiên bằng chứng cho đoạn tối thiểu trong evaporitic sulfat trong Hiệp hội với các sulfua magmatically có nguồn gốc có thể được nhìn thấy trong đá ghi. Đoạn này cho thấy các bằng chứng có thể cho anoxygenic những vi khuẩn.2,8 Ga đánh dấu bằng chứng đầu tiên cho việc sản xuất oxy qua quá trình quang hợp. Điều này là quan trọng bởi vì không thể có trạng thái ôxi hóa lưu huỳnh mà không cần oxy trong khí quyển. Điều này exemplifies coevolution của các chu trình lưu huỳnh và oxy và sinh quyển.2,7-2,5 Ga là tuổi của các loại đá trầm tích lâu đời nhất để có một δ hết 34 cung cấp bằng chứng hấp dẫn đầu tiên sulfat giảm. [9]2.3 Ga sulfat tăng lên đến hơn 1 mM; này tăng sulfat là coincident với các "oxy hóa sự kiện lớn", khi redox điều kiện trên bề mặt của trái đất được cho là do các công nhân hầu hết có chuyển về cơ bản từ việc giảm oxy hóa. [11] sự thay đổi nào đã dẫn tới sự gia tăng đáng kinh ngạc trong sulfat Phong hoá nào đã dẫn tới sự gia tăng trong sulfat trong các đại dương. Các fractionations đồng vị lớn nào có thể được kết hợp với vi khuẩn giảm được sản xuất lần đầu tiên. Mặc dù có sự gia tăng khác biệt trong nước biển sulfat vào thời gian này nó đã có khả năng vẫn chỉ là ít hơn 5-15% của mức hiện nay. [11]1.8 Ga, Banded sắt hình (BIF) là đá trầm tích phổ biến khắp các Thái và đại cổ nguyên sinh; sự biến mất của họ đánh dấu một sự thay đổi khác biệt hóa học của nước biển. BIF có xen kẽ các lớp của các ôxít sắt và chert. Hình thức duy nhất BIF nếu nước được cho phép để supersaturate trong chất sắt hòa tan (Fe2 +) có nghĩa là có không thể miễn phí oxy hay lưu huỳnh trong cột nước bởi vì nó sẽ tạo thành Fe3 + (chất tẩy) hay pyrit và kết tủa ra giải pháp. Sau này supersaturation, nước phải trở thành ôxy để những sắt phong phú các ban nhạc kết tủa nó vẫn phải là lưu huỳnh nghèo nếu không pyrit sẽ tạo thay vì Fe3 +. Nó đã được đưa ra giả thuyết rằng BIF hình thành trong tiến hóa ban đầu của sinh vật quang hợp đã có giai đoạn tăng dân số, khiến hơn sản xuất oxy. Do đó trên sản xuất họ sẽ đầu độc mình gây chết hàng loạt, mà sẽ cắt đứt nguồn của oxy và tạo ra một lượng khí CO2 lớn thông qua sự phân hủy của các cơ quan của họ, cho phép cho một vi khuẩn nở. Sau khi 1,8 Ga sulfat nồng độ đã đủ để tăng tỷ lệ của sulfat giảm lớn hơn giao thông của sắt để các đại dương. [9]Cùng với sự biến mất của BIF, sự kết thúc của đại cổ nguyên sinh cũng đánh dấu sự đầu tiên quy mô lớn trầm tích exhalative tiền gửi Hiển thị một liên kết giữa mineralization và có khả năng tăng số lượng sulfat trong nước biển. Trong đại cổ nguyên sinh sulfat trong nước biển đã tăng lên một số tiền lớn hơn trong các Thái, nhưng vẫn thấp hơn giá trị ngày nay. [11] mức sulfat trong liên đại nguyên sinh cũng hoạt động như proxy cho không khí oxy vì sulfat được sản xuất chủ yếu thông qua các phong hóa của các châu lục sự hiện diện của oxy. Các cấp độ thấp trong Proter

Kết quả (Việt) 2:

Sự phát triển của chu trình lưu huỳnh [sửa]
Các thành phần đồng vị của các sulfua trầm tích cung cấp thông tin chính về sự tiến hóa của chu trình lưu huỳnh.

Tổng hàng tồn kho của các hợp chất lưu huỳnh trên bề mặt của Trái đất (gần 1.022 g S) đại diện cho tổng Bốc khí lưu huỳnh qua thời gian địa chất. [8] Rocks phân tích hàm lượng lưu huỳnh thường đá phiến sét giàu hữu cơ có nghĩa là họ có khả năng kiểm soát bằng cách khử lưu huỳnh hữu cơ. Đường cong nước biển trung bình được tạo ra từ evaporit lắng suốt thời gian địa chất vì một lần nữa, vì họ không phân biệt đối xử giữa các đồng vị lưu huỳnh nặng và nhẹ, họ nên bắt chước các thành phần đại dương tại thời điểm lắng đọng.

4,6 tỷ năm trước đây (Ga) Trái đất hình thành và đã có một δ34S giá trị lý thuyết của 0. Kể từ khi không có hoạt động sinh học trên Trái đất sẽ không có phân đoạn đồng vị. Tất cả lưu huỳnh trong khí quyển sẽ được phát hành trong đợt phun trào núi lửa. Khi các đại dương ngưng tụ trên trái đất, bầu không khí đã cơ bản quét sạch khí lưu huỳnh, do độ hòa tan cao trong nước. Trong suốt phần lớn của Thái cổ (4,6-2,5 Ga) hầu hết các hệ thống dường như là các muối sulfate hạn chế. Một số tiền gửi evaporit nhỏ Thái cổ yêu cầu ít nhất là tại địa phương nâng nồng độ (có thể do hoạt động núi lửa địa phương) của sulfate tồn tại để cho họ được bão hòa và kết tủa trong dung dịch. [9]

3,8-3,6 Ga đánh dấu sự bắt đầu của địa chất tiếp xúc ghi bởi vì đây là độ tuổi của các đá lâu đời nhất trên Trái đất. Metasedimentary đá từ thời điểm này vẫn có một giá trị đồng vị của 0 vì sinh quyển đã không phát triển đủ (có thể ở tất cả) để phân đoạn lưu huỳnh. [10]

3.5 Ga anoxyogenic quang được thiết lập và cung cấp một nguồn yếu của sulfate với đại dương toàn cầu với sunfat nồng độ cực thấp δ34S vẫn là cơ bản 0. [9] Ngay sau đó, ở mức 3,4 Ga bằng chứng đầu tiên cho phân đoạn tối thiểu trong sulfate evaporitic gắn với các sulfua magmatically nguồn gốc có thể được nhìn thấy trong những phiến đá. Phân đoạn này cho thấy bằng chứng có thể cho vi khuẩn quang hợp Phototrophic anoxygenic.

2.8 Ga đánh dấu bằng chứng đầu tiên cho sản xuất oxy thông qua quang hợp. Điều này quan trọng bởi vì không thể có quá trình oxy hóa lưu huỳnh mà không cần oxy trong khí quyển. Điều này minh họa cho coevolution của chu kỳ oxy và lưu huỳnh cũng như sinh quyển.

2,7-2,5 Ga là tuổi của các đá trầm tích lâu đời nhất để có một kiệt δ 34s trong đó cung cấp các bằng chứng thuyết phục đầu tiên cho sulfat. [9]

2.3 Ga sulfate tăng đến hơn 1 mM; sự gia tăng này trong sulfate là trùng với "Đại oxy tổ chức sự kiện", khi các điều kiện khử trên bề mặt Trái đất được cho là bởi hầu hết các công nhân đã chuyển cơ bản từ việc giảm để oxy hóa. [11] Sự thay đổi này sẽ dẫn đến sự gia tăng đáng kinh ngạc trong thời tiết sulfate mà sẽ dẫn đến sự gia tăng trong sulfate trong các đại dương. Các fractionations đồng vị lớn có khả năng sẽ được kết hợp với giảm vi khuẩn được sản xuất lần đầu tiên. Mặc dù có sự gia tăng rõ rệt trong nước biển sulfate vào lúc này đó là có khả năng vẫn chỉ ít hơn 5-15% mức ngày nay. [11]

Tại 1,8 Ga, Banded hình thành sắt (BIF) là đá trầm tích phổ biến ở Thái cổ và Đại Cổ Nguyên Sinh; sự biến mất của họ đánh dấu một sự thay đổi rõ rệt trong chất hóa học của nước biển. BIFs có lớp xen kẽ của các oxit sắt và silic. BIFs chỉ hình thành khi nước được phép độ bão sắt hòa tan (Fe2 +) có nghĩa là không thể có oxy tự do hoặc lưu huỳnh trong cột nước vì nó sẽ tạo thành Fe3 + (gỉ) hoặc pyrit và kết tủa trong dung dịch. Sau supersaturation này, các nước phải trở thành oxy để cho các ban nhạc giàu sắt để kết tủa nó vẫn phải được lưu huỳnh nghèo khác pyrit sẽ hình thành thay vì Fe3 +. Nó đã được đưa ra giả thuyết rằng BIFs hình thành trong sự tiến hóa ban đầu của các sinh vật quang hợp mà đã có giai đoạn tăng trưởng dân số, gây ra so với sản xuất oxy. Do điều này so với sản xuất họ sẽ tự làm nhiễm độc gây ra một loạt chết đi, mà sẽ cắt đứt các nguồn oxy và tạo ra một lượng lớn khí CO2 thông qua sự phân hủy của cơ thể của họ, cho phép cho một nở của vi khuẩn. Sau 1,8 Ga nồng độ sulfate là đủ để làm tăng tỉ lệ giảm sulfate để lớn hơn thông lượng giao hàng của sắt vào đại dương. [9]

Cùng với sự biến mất của BIF, kết thúc của Đại Cổ Nguyên Sinh cũng đánh dấu lần đầu tiên quy mô lớn trầm tích tiền gửi exhalative hiển thị một liên kết giữa khoáng hoá và tăng khả năng trong số tiền của sulfat trong nước biển. Trong Đại Cổ Nguyên Sinh sulfate trong nước biển đã tăng lên một số tiền lớn hơn so với ở Thái cổ, nhưng vẫn thấp hơn so với giá trị ngày nay. [11] Mức sulfate trong Proterozoi cũng hoạt động như các proxy cho ôxy trong khí quyển vì sulfat được sản xuất chủ yếu là thông qua sự phong hoá các châu lục trong sự hiện diện của oxy. Các mức thấp trong Proter