Biogeochemie sírových izotopů - Sulfur isotope biogeochemistry

Izotop síry biogeochemie je studie distribuce izotopy síry v biologických a geologických materiálech. Kromě společného izotopu 32S, síra má tři vzácné stabilní izotopy: 34S, 36S a 33S. Distribuce těchto izotopů v prostředí je řízena mnoha biochemickými a fyzickými procesy, včetně biologických metabolismu, procesů tvorby minerálů a atmosférické chemie. Měření množství stabilních izotopů síry v přírodních materiálech, jako jsou bakteriální kultury, minerály nebo mořská voda, může odhalit informace o těchto procesech jak v moderním prostředí, tak v historii Země.[1]

Pozadí

Přirozené množství izotopů síry

Sloupcový graf zobrazující přirozenou hojnost 32S, 33S, 34S a 36S na Zemi.

Síra má 24 známých izotopy,[2] 4 z nich jsou stabilní (což znamená, že nepodstupují radioaktivní rozpad ).[3] 32S, běžný izotop síry, tvoří 95,0% přírodní síry na Zemi.[2] V atomovém symbolu 32S, číslo 32 označuje hmotnost každého atomu síry v Daltoni, výsledek 16 protonů a 16 neutronů po 1 Daltonu, které tvoří jádro síry. Tři vzácné stabilní izotopy síry jsou 34S (4,2% přírodní síry), 33S (0,75%) a 36S (0,015%).[4] Tyto izotopy se liší od 32S v počtu neutrony v každém atomu, ale ne počet protony nebo elektrony; ve výsledku má každý izotop mírně odlišnou hmotnost, ale má téměř identické chemické vlastnosti.[3]

Fyzikální chemie

Malé rozdíly v hmotnosti mezi stabilními izotopy stejného prvku mohou vést k jevu zvanému „izotopový efekt“, kdy jsou těžší nebo lehčí izotopy přednostně zabudovány do různých přírodních materiálů v závislosti na chemickém složení nebo fyzikálním stavu materiálů.[5] Efekty izotopů se dělí do dvou hlavních skupin: kinetické izotopové účinky a rovnovážné izotopové účinky.[5] Kinetický izotopový efekt nastává, když je reakce nevratná, což znamená, že reakce probíhá pouze ve směru od reaktantů k produktům.[3][5] Kinetické izotopové účinky způsobují izotopová frakcionace - což znamená, že ovlivňují izotopové složení reaktantů a sloučenin produktů - protože hromadné rozdíly mezi stabilními izotopy mohou ovlivnit rychlost chemických reakcí.[5] Dosažení cíle vyžaduje více energie přechodový stav reakce, pokud má sloučenina vazby s těžším izotopem, což způsobuje, že sloučenina s těžšími izotopy reaguje pomaleji.[5] Normální kinetické izotopové účinky způsobují, že lehčí izotop (nebo izotopy) je přednostně obsažen v produktu reakce.[5] O produktech se pak říká, že jsou „vyčerpány“ v těžkém izotopu vzhledem k reaktantu.[3] Vzácně se mohou objevit inverzní kinetické izotopové efekty, kdy je těžší izotop přednostně obsažen v produktu reakce.[5][6]

Rovnovážné izotopové účinky způsobují frakcionaci, protože je chemicky výhodnější, aby se těžké izotopy účastnily silnějších vazeb.[5] Efekt rovnovážného izotopu nastává, když je reakce v rovnováze, což znamená, že k reakci může dojít v obou směrech současně.[3] Když je reakce v rovnováze, těžké izotopy se přednostně hromadí tam, kde mohou vytvářet nejsilnější vazby.[3] Například když je voda v uzavřené, poloplné láhvi v rovnováze s parou nad ní, těžší izotopy 2Ruka 18O se hromadí v kapalině, kde tvoří silnější vazby, zatímco lehčí izotopy 1Ruka 16O se bude hromadit v páře.[7] Poté se říká, že kapalina je „obohacena“ těžkým izotopem vzhledem k páře.[3]

Výpočty

Delta notace

Rozdíly v množství stabilních izotopů mezi přírodními materiály jsou obvykle velmi malé (přirozené rozdíly v poměru vzácného k běžnému izotopu jsou téměř vždy pod 0,1% a někdy mnohem menší).[5] Tyto velmi malé rozdíly však mohou zaznamenat smysluplné biologické a geologické procesy. Aby se usnadnilo srovnání těchto malých, ale smysluplných rozdílů, jsou v určených normách často hlášeny počty izotopů v přírodních materiálech ve srovnání s množstvím izotopů.[3][5] Konvence pro hlášení naměřeného rozdílu mezi vzorkem a standardem se nazývá „delta notace“. Představte si například prvek X, pro který si přejeme porovnat vzácný těžký stabilní izotop s atomovou hmotou A (AX) na světlo, běžný izotop s atomovou hmotností B (BX). Hojnost AX a BX v jakémkoli daném materiálu se uvádí se zápisem δAX. 8AX pro materiál vzorku se vypočítá takto:[5]

AR = (celkové množství AX) / (celková částka BX)

δAXvzorek = (ARvzorek - ARStandard)/ARStandard

Hodnoty 5 jsou nejčastěji uváděny v částech na tisíc, běžně označovaných v chemii izotopů jako promile a reprezentovaný symbolem ‰. Chcete-li uvést hodnoty δ v promile, měla by se hodnota δ vypočítaná výše vynásobit 1000:

δAXvzorek (‰) = ((ARvzorek - ARStandard)/ARStandard) * 1000

Frakcionační faktory

Zatímco izotopovým efektem je fyzická tendence stabilních izotopů k distribuci určitým způsobem, izotopová frakcionace je měřitelným výsledkem této tendence.[5] Izotopovou frakcionaci přírodního procesu lze vypočítat z naměřených abundancí izotopů. Vypočítaná hodnota se nazývá „frakcionační faktor“ a umožňuje matematicky porovnat účinek různých procesů na distribuci izotopů.[5] Představte si například chemickou reakci Reaktant → Produkt. Reaktant a produkt jsou materiály, které oba obsahují prvek X a X má dva stabilní izotopy, AX (těžký izotop s hmotností A) a BX (světelný izotop s hmotností B). Frakční faktor pro prvek X v reakci Reaktant → Produkt je reprezentován notací AαProdukt / reaktant. AαProdukt / reaktant se počítá takto:[5]

AαProdukt / reaktant = (8AXProdukt + 1) / (8AXReaktant + 1)

Frakční faktory lze také nahlásit pomocí notace AεProdukt / reaktant, kterému se někdy říká „faktor obohacení“ a počítá se takto:[5]

AεProdukt / reaktant = AαProdukt / reaktant - 1

Stejně jako hodnoty δ lze i hodnoty ε uvádět v promile vynásobením číslem 1000.

Δ33S a Δ36S notace

Všechny kinetické a rovnovážné účinky izotopů vyplývají z rozdílů v atomové hmotnosti.[3][5] Výsledkem je reakce, která se frakcionuje 34S bude také frakcionovaný 33S a 36S a frakční faktor pro každý izotop bude matematicky úměrný jeho hmotnosti.[3] Kvůli matematickým vztahům jejich hmot byly pozorované vztahy mezi δ34S, 533S a 536S ve většině přírodních materiálů je přibližně δ33S = 0,515 × 834S a 536S = 1,90 × 834S.[8] Zřídka mohou přirozené procesy vytvářet odchylky od tohoto vztahu a tyto odchylky se označují jako Δ33S a Δ36Hodnoty S, obvykle vyslovované jako „delta čepice“. Tyto hodnoty se obvykle počítají takto:[3][9]

Δ33S = 1 000 × [(1 + 833S / 1000) - (1 + 834S 1000)0.518 - 1]

Δ36S = 1 000 × [(1 + 836S / 1000) - (1 + 834S / 1000)1.91 − 1]

Metoda pro výpočet Δ33S a Δ36Hodnoty S nejsou standardizovány a mohou se u jednotlivých publikací lišit.[10]

Vzorek meteoritu Canyon Diablo. Původní referenční standard pro měření δ34S byl minerál troilit (FeS) získaný z meteoritu Canyon Diablo.

Referenční materiály

Vyžadují se dohodnuté referenční materiály, aby uváděné hodnoty δ byly mezi studiemi srovnatelné. Pro izotopový systém síry, δ34Hodnoty S jsou uvedeny na stupnici Vienna-Cañon Diablo Troilite (VCDT).[11] Původní stupnice CDT byla založena na vzorku minerálu troilite zotavil se z Canyon Diablo meteorit na Kráter meteorů, Arizona, USA.[3] Cañon Diablo Troilite byl přidělen δ34S hodnota 0 ‰.[3] Později však bylo zjištěno, že troilit z meteoritu Canyon Diablo má proměnlivé složení izotopů síry.[12] Výsledkem je, že VCDT byl založen jako hypotetický referenční izotop síry s a 34Hodnota R 0,044151[11] a 534S 0 ‰, ale neexistuje žádný fyzický vzorek VCDT. Vzorky jsou nyní měřeny ve srovnání s Mezinárodní agentura pro atomovou energii (IAEA) referenční materiály, které jsou dobře charakterizovanými, laboratorně připravenými sloučeninami se známým 534Hodnoty S.[13] Běžně používaným referenčním materiálem IAEA je IAEA-S-1, referenční materiál sulfidu stříbrného s 534Hodnota S -0,30 ‰ VCDT.[4][14] 33S a 36Hojnost lze také měřit ve vztahu k referenčním materiálům IAEA a vykazovat na stupnici VCDT.[13] I pro tyto izotopy je stanoveno, že VCDT má 533S a 536S hodnoty 0 ‰.[13] The 33Hodnota R VCDT je ​​0,007877 a 36Hodnota R je 0,0002.[13] IAEA-S-1 má 33Hodnota R 0,0007878 a 533Hodnota S -0,05 ‰ VCDT; má δ36Hodnota S -0,6 ‰ VCDT.[13]

Analytické metody a vybavení

Sírové izotopové složení přírodních vzorků lze určit pomocí hmotnostní spektrometrie Elemental Analysis-Isotope Ratio Mass Spectrometry (EA-IRMS),[15][16] hmotnostní spektrometrií s poměrem duálního vstupu a izotopů (DI-IRMS),[17] hmotnostní spektrometrií s více kolektory a indukčně vázanou plazmovou hmotou (MC-ICPMS),[18]tím, že Sekundární iontová hmotnostní spektrometrie (SIMS),[1][19] nebo Hmotnostní spektrometrie sekundárních iontů v nanoměřítku (NanoSIMS).[20] MC-ICPMS lze spárovat s plynovou chromatografií (GC-MC-ICPMS) k oddělení určitých těkavých sloučenin ve vzorku a měření izotopového složení síry jednotlivých sloučenin.[21][22]

Přirozené rozdíly v množství izotopů síry

Síra v přírodních materiálech

Ilustrace některých běžných procesů v biogeochemickém cyklu síry.

Síra je v prostředí přítomna v pevných látkách, plynech a vodných látkách. Pevné látky obsahující síru na Zemi zahrnují běžné minerály pyrit (FeS2), galenit (PbS) a sádra (CaSO4• 2H2Ó). Síra je také důležitou složkou biologického materiálu, včetně esenciálních aminokyselin cystein a methionin, vitamíny B. thiamin a biotin a všudypřítomný substrát koenzym A. V oceánu a dalších přírodních vodách je síra v hojném množství rozpuštěná síran. Sirovodík je také přítomen v některých částech hlubokého oceánu, kde se uvolňuje z hydrotermálních průduchů. Sírany i sulfidy mohou být použity specializovanými mikroby k získání energie nebo k růstu.[23] Plyny včetně oxid siřičitý a karbonylsulfid tvoří atmosférickou složku cyklu síry. Jakýkoli proces, který transportuje nebo chemicky transformuje síru mezi těmito mnoha přírodními materiály, má také potenciál frakcionovat izotopy síry.

Množství izotopů síry v přírodních materiálech

Přirozený rozsah izotopového složení síry na Zemi, upravený a zjednodušený od Meija et al. (2013).

Síra v přírodních materiálech se může značně lišit v izotopovém složení: kompilace δ34Hodnoty S přírodních materiálů obsahujících síru zahrnují hodnoty v rozmezí od -55 ‰ do 135 ‰ VCDT.[24] Rozsahy δ34Hodnoty S se u různých materiálů obsahujících síru liší: například síra v živočišné tkáni se pohybuje od ~ -10 do + 20 ‰ VCDT, zatímco síran v přírodních vodách se pohybuje od ~ -20 do + 135 ‰ VCDT.[24] Rozsah abundancí izotopů síry v různých přírodních materiálech je výsledkem frakcionace izotopů spojené s přírodními procesy, jako je tvorba a modifikace těchto materiálů, o nichž pojednává následující část.

Procesy, které frakcionují izotopy síry

Četné přírodní procesy jsou schopné frakcionovat izotopy síry. Mikroby jsou schopné široké škály metabolismu síry, včetně oxidace, redukce a nepřiměřenost (nebo současná oxidace a redukce) sloučenin síry.[1] Účinek těchto metabolismu na isotopové složení síry reaktantů a produktů je také velmi variabilní v závislosti na rychlosti příslušných reakcí, dostupnosti živin a dalších biologických a environmentálních parametrech.[25][26] Například mikrobiální redukce síranu na sulfid obecně vede k a 34Produkt s deplecí S, ale bylo prokázáno, že síla této frakcionace se pohybuje v rozmezí od 0 do 65,6 ‰ VCDT.[25][27]

Mnoho abiotických procesů také frakcionuje izotopy síry. Při tvorbě minerální sádry byly pozorovány malé frakcionace s hodnotami ε od ​​0-5 ‰ odpařit minerál vyrobený odpařováním mořské vody.[28] Nějaký sulfidové minerály, včetně pyritu a galenitu, mohou tvořit skrz termochemická redukce síranu, proces, při kterém je síran mořské vody zachycený v hornině na mořském dně redukován na sulfid geologickým teplem, když je hornina pohřbena; tento proces obecně frakcionuje síru silněji než tvorba sádry.[29]

Před vzestupem kyslíku v zemské atmosféře (označovaný jako Skvělá oxidační událost ), další procesy frakcionace síry označované jako hromadně anomální nebo hmotnostně nezávislá frakcionace jedinečně ovlivnil hojnost 33S a 36S v rockovém záznamu.[9] Hromadně anomální frakcionace jsou vzácné, ale mohou nastat určitými fotochemickými reakcemi plynů v atmosféře.[30][31] Studie prokázaly, že fotochemické reakce atmosférického oxidu siřičitého mohou způsobit podstatnou hmotnostně anomální frakcionaci izotopů síry.[30][31]

Pozorováno 34ε hodnoty pro některé běžné přírodní procesy.
ProcesRozsah pozorování 34ε (‰ VCDT)Odkaz
Asimilační redukce síranu-0,9 až -2,8[32][33][34][35]
Redukce disimilační síranu0 až -65,6[25][27][36][37][38][39][40][41][42]
Sulfitová redukce+0,3 až -41[32][38][43]
Oxidace sulfidů+3 až -18,0[32][44][45][46][47][48]
Neproporcionace sírySíran: -0,6 až +20,2

Sulfid: -5,5 až -8,6

[49][50][51]
Termochemická redukce síranu+10 až +25[29][52][53]
Tvorba sádry0 až +4,2[28][54][55]

Aplikace

Vzestup atmosférického kyslíku

Podpisy hmotnostně anomální frakcionace izotopů síry zachované v horninovém záznamu byly důležitým důkazem pro pochopení Skvělá oxidační událost, náhlý vzestup kyslíku na starověké Zemi.[9][56] Nenulové hodnoty Δ33S a Δ36S jsou přítomny v minerálech obsahujících síru Precambrian skála vznikla před více než 2,45 miliardami let, ale zcela chybí ve skále starším než 2,09 miliardy let.[9] Bylo navrženo několik mechanismů, jak kyslík brání vytváření a uchování otisků prstů hromadně anomální frakcionace; nicméně všechny studie Δ33S a Δ36Záznamy S dospěly k závěru, že kyslík v zemské atmosféře před 2,45 miliardami let v podstatě chyběl.[9][10][30][57][58]

Paleobiologie a paleoklima

Řada mikrobiálních metabolitů rozlišuje izotopy síry charakteristickými způsoby a izotopové otisky síry těchto metabolitů lze uchovat v minerálech a starověké organické hmotě.[1] Měřením izotopového složení síry v těchto konzervovaných materiálech mohou vědci rekonstruovat staré biologické procesy a prostředí, kde k nim došlo.[1] δ34Hodnoty S v geologickém záznamu byly odvozeny, aby odhalily historii redukce mikrobiálního síranu[59][60] a oxidace sulfidů.[61] Spárovaný δ34S a Δ33Záznamy S byly také použity k prokázání disproporcionace starověké mikrobiální síry.[62][26]

Pyrit, minerál nesoucí síru, který se tvoří v některých oceánských sedimentech, má obvykle relativně nízký δ34Hodnoty S v důsledku nepřímé role biologie při jejím vzniku.

Mikrobiální disimilační redukce síranu (MSR), což je energetický metabolismus prováděný bakteriemi v anoxickém prostředí, je spojena se zvláště velkým faktorem frakcionace.[1] Pozorováno 34εMSR hodnoty se pohybují od 0 do -65,6 ‰.[25][27][36][37][38][39][40][41] Na velikost této frakcionace má vliv mnoho faktorů, včetně rychlosti redukce síranu,[32][37] koncentrace a transport síranů,[25][41] dostupnost dárců elektronů a dalších živin,[27][39][40] a fyziologické rozdíly, jako je exprese proteinu.[42] Sulfid produkovaný pomocí MSR může poté pokračovat v tvorbě minerálního pyritu, při zachování 34S-ochuzený otisk MSR v sedimentárních horninách.[1][54] Mnoho studií zkoumalo δ34Hodnoty S starověkého pyritu za účelem pochopení minulých biologických a environmentálních podmínek.[1] Například pyrit δ34Záznamy S byly použity k rekonstrukci směn primární produktivita úrovně,[63] měnící se obsah kyslíku v oceánu,[64][65] a glaciálně-interglaciální změny hladiny moře a zvětrávání.[66] Některé studie srovnávají izotopy síry v pyritu s druhým materiálem obsahujícím síru, jako je síran nebo konzervovaná organická hmota.[63][64] Porovnání pyritu s jiným materiálem poskytuje ucelenější obrázek o tom, jak se síra pohybovala ve starověkém prostředí: poskytuje vodítka o velikosti starověku 34εMSR hodnoty a podmínky prostředí kontrolující MSR frakcionaci izotopů síry.[63][64]

Paleoceanography

δ34Záznamy S byly použity k odvození změn koncentrací síranu mořské vody.[67] Protože δ34S hodnoty uhličitan asociovaný síran jsou považovány za citlivé na hladiny síranu mořské vody, byla tato měření použita k rekonstrukci historie síranu mořské vody.[68] δ34Hodnoty S pyritu byly také použity k rekonstrukci koncentrace síranu mořské vody na základě očekávané biologické frakcionace při nízkých koncentracích síranu.[69][70] Obě tyto metody se opírají o předpoklady o depozičním prostředí nebo biologické komunitě, což ve výsledných rekonstrukcích vytváří určitou nejistotu.[25][68]

Viz také

Reference

  1. ^ A b C d E F G h Canfield, D. E. (2001-01-01). „Biogeochemistry of Sulphur Isotopes“. Recenze v mineralogii a geochemii. 43 (1): 607–636. Bibcode:2001RvMG ... 43..607C. doi:10,2138 / gsrmg.43.1.607. ISSN  1529-6466.
  2. ^ A b Wang, Meng; Audi, G .; Kondev, F. G .; Huang, W. J.; Naimi, S .; Xu, Xing (2017). "Hodnocení atomové hmotnosti AME2016 (II). Tabulky, grafy a odkazy". Čínská fyzika C.. 41 (3): 030003. Bibcode:2017ChPhC..41c0003W. doi:10.1088/1674-1137/41/3/030003. ISSN  1674-1137.
  3. ^ A b C d E F G h i j k l m Sharp, Zachary (2006). Principy stabilní izotopové geochemie.
  4. ^ A b Značka, Willi; Coplen, Tyler; Vogel, Jochen; Rosner, Martin; Prohaska, Thomas (2014). „Posouzení mezinárodních referenčních materiálů pro analýzu poměru izotopů (technická zpráva IUPAC)“. Čistá a aplikovaná chemie. 86 (3): 425–467. doi:10.1515 / pac-2013-1023. hdl:11858 / 00-001M-0000-0023-C6D8-8. S2CID  98812517.
  5. ^ A b C d E F G h i j k l m n Ó str Hayes, John (2002). Postupy a zásady stabilního izotopového měření v organické geochemii (revize 2).
  6. ^ Mccready, R. G. L .; Laishley, E. J .; Krouse, H. R. (01.08.1976). „Biogeochemické důsledky inverzních účinků izotopů síry při redukci sloučenin síry Clostridium pasteurianum“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 40 (8): 979–981. Bibcode:1976 GeCoA..40..979 mil. doi:10.1016/0016-7037(76)90146-0. ISSN  0016-7037.
  7. ^ Craig, H. a Gordon, L. I. 1965. „Deuterium a kyslík 18 variací v oceánu a mořské atmosféře“. v Stabilní izotopy v oceánografických studiích a paleoteplotách, Editoval: Tongiorgi, E. 9–130. Pisa: Laboratorio di Geologia Nucleare.
  8. ^ Hulston, J. R .; Thode, H. G. (1965). "Variace obsahu meteoritů S33, S34 a S36 a jejich vztah k chemickým a jaderným účinkům". Journal of Geophysical Research. 70 (14): 3475–3484. Bibcode:1965JGR .... 70,3475H. doi:10.1029 / JZ070i014p03475. ISSN  2156-2202.
  9. ^ A b C d E Farquhar, James; Bao, Huiming; Thiemens, Mark (04.08.2000). „Atmosférický vliv nejstaršího cyklu síry na Zemi“. Věda. 289 (5480): 756–758. Bibcode:2000Sci ... 289..756F. doi:10.1126 / science.289.5480.756. ISSN  0036-8075. PMID  10926533.
  10. ^ A b Halevy, Itay; Johnston, David T .; Schrag, Daniel P. (09.07.2010). „Vysvětlení struktury archského hromadně nezávislého záznamu izotopů síry“. Věda. 329 (5988): 204–207. Bibcode:2010Sci ... 329..204H. doi:10.1126 / science.1190298. ISSN  0036-8075. PMID  20508089. S2CID  45825809.
  11. ^ A b Ding, Tiping; Bai, Ruimei; Li, Yanhe; Wan, Defang; Zou, Xiaoqiu; Zhang, Qinglian (01.08.1999). "Stanovení absolutního poměru 32S / 34S referenčního materiálu IAEA-S-1 a standardu izotopu síry V-CDT". Science in China Series D: Earth Sciences. 42 (1): 45–51. Bibcode:1999ScChD..42 ... 45D. doi:10.1007 / BF02878497. ISSN  1862-2801. S2CID  93625037.
  12. ^ Beaudoin, Georges; Taylor, B. E .; Rumble, D .; Thiemens, M. (01.10.1994). "Variace ve složení izotopu síry troilitu z železného meteoritu Cañon Diablo". Geochimica et Cosmochimica Acta. 58 (19): 4253–4255. Bibcode:1994 GeCoA..58,4253B. doi:10.1016/0016-7037(94)90277-1. ISSN  0016-7037.
  13. ^ A b C d E Ding, T .; Valkiers, S .; Kipphardt, H .; De Bièvre, P .; Taylor, P. D. P .; Gonfiantini, R .; Krouse, R. (01. 08. 2001). „Kalibrované poměry hojnosti izotopů síry tří referenčních materiálů izotopů síry IAEA a V-CDT s přehodnocením atomové hmotnosti síry“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 65 (15): 2433–2437. Bibcode:2001 GeCoA..65,2433D. doi:10.1016 / S0016-7037 (01) 00611-1. ISSN  0016-7037.
  14. ^ Krouse, H. R .; Coplen, Tyler B. (1997-02-28). „Hlášení údajů o poměru izotopů relativního síry (technická zpráva)“. Čistá a aplikovaná chemie. 69 (2): 293–296. doi:10.1351 / pac199769020293. ISSN  0033-4545. S2CID  95627976.
  15. ^ Giesemann, A .; Jaeger, H.-J .; Norman, A. L .; Krouse, H. R .; Brand, W. A. ​​(1994-09-15). "Online stanovení síry a izotopů pomocí elementárního analyzátoru spojeného s hmotnostním spektrometrem". Analytická chemie. 66 (18): 2816–2819. doi:10.1021 / ac00090a005. ISSN  0003-2700.
  16. ^ Grassineau, Nathalie V. (01.05.2006). „Vysoce přesná analýza izotopů S a C v geologických materiálech EA-IRMS“. Aplikovaná geochemie. Frontiers in Analytical Geochemistry – an IGC 2004 Perspective. 21 (5): 756–765. Bibcode:2006ApGC ... 21..756G. doi:10.1016 / j.apgeochem.2006.02.015. ISSN  0883-2927.
  17. ^ Mayer, Bernhard; Krouse, H. Roy (01.01.2004), de Groot, Pier A. (vyd.), „Kapitola 26 - Postupy pro studium hojnosti izotopů síry“, Příručka analytických technik stabilního izotopu, Elsevier, str. 538–596, ISBN  978-0-444-51114-0, vyvoláno 2020-05-25
  18. ^ Paříž, Guillaume; Sessions, Alex L .; Subhas, Adam V .; Adkins, Jess F. (8. května 2013). „Měření MC-ICP-MS δ34S a ∆33S v malém množství rozpuštěného síranu“. Chemická geologie. 345: 50–61. Bibcode:2013ChGeo.345 ... 50P. doi:10.1016 / j.chemgeo.2013.02.022. ISSN  0009-2541.
  19. ^ Riciputi, Lee R; Paterson, Bruce A; Ripperdan, Robert L (1998-10-19). „Měření světelně stabilních poměrů izotopů pomocí SIMS :: Maticové efekty pro izotopy kyslíku, uhlíku a síry v minerálech33 Věnováno paměti Al Nier“. International Journal of Mass Spectrometry. 178 (1): 81–112. doi:10.1016 / S1387-3806 (98) 14088-5. ISSN  1387-3806.
  20. ^ Hauri, Erik H .; Papineau, Dominic; Wang, Jianhua; Hillion, Francois (2016-01-20). „Vysoce přesná analýza více izotopů síry pomocí NanoSIMS“ (PDF). Chemická geologie. 420: 148–161. Bibcode:2016ChGeo.420..148H. doi:10.1016 / j.chemgeo.2015.11.013. ISSN  0009-2541.
  21. ^ Amrani, Alon; Sessions, Alex L .; Adkins, Jess F. (01.11.2009). "Sloučenina specifická δ34S analýza těkavých organických látek pomocí vazebného GC / Multicollector-ICPMS". Analytická chemie. 81 (21): 9027–9034. doi:10.1021 / ac9016538. ISSN  0003-2700. PMID  19807109.
  22. ^ Said-Ahmad, Ward; Amrani, Alon (2013). "Citlivá metoda pro analýzu izotopů síry dimethylsulfidu a dimethylsulfoniopropionátu v mořské vodě". Rychlá komunikace v hmotnostní spektrometrii. 27 (24): 2789–2796. Bibcode:2013RCMS ... 27.2789S. doi:10,1002 / rcm. 6751. ISSN  1097-0231. PMID  24214865.
  23. ^ Canfield, Donald E .; Erik Kristensen; Bo Thamdrup (01.01.2005), Canfield, Donald E .; Kristensen, Erik; Thamdrup, Bo (eds.), „Cyklus síry“, Pokroky v mořské biologii, Vodní geomikrobiologie, Akademický tisk, 48, str. 313–381, vyvoláno 2020-05-23
  24. ^ A b Meija, Juris; Coplen, Tyler; Berglund, Michael; Značka, Willi; De Bievre, Paul; Groening, Manfred; Holden, Norman; Irrgeher, Johanna; Ztráta, Robert; Walczyk, Thomas; Prohaska, Thomas (2013). „Atomic weights of the elements 2013 (IUPAC Technical Report)“. Čistá a aplikovaná chemie. 88.
  25. ^ A b C d E F Bradley, A. S .; Leavitt, W. D .; Schmidt, M .; Knoll, A. H .; Girguis, P. R .; Johnston, D. T. (leden 2016). „Vzory frakcionace izotopů síry během redukce mikrobiálním síranem“. Geobiologie. 14 (1): 91–101. doi:10,1111 / gbi.12149. PMID  26189479.
  26. ^ A b Johnston, David T .; Farquhar, James; Wing, Boswell A .; Kaufman, Alan J .; Canfield, Donald E .; Habicht, Kirsten S. (01.06.2005). „Vícenásobné frakcionace izotopů síry v biologických systémech: Případová studie s reduktory síranů a disproporcionátory síry“. American Journal of Science. 305 (6–8): 645–660. Bibcode:2005AmJS..305..645J. doi:10,2475 / ajs.305,6-8,645. ISSN  0002-9599.
  27. ^ A b C d Sim, Min Sub; Bosak, Tanja; Ono, Shuhei (01.07.2011). „Frakce izotopů velké síry nevyžaduje nepřiměřenost“. Věda. 333 (6038): 74–77. Bibcode:2011Sci ... 333 ... 74S. doi:10.1126 / science.1205103. ISSN  0036-8075. PMID  21719675. S2CID  1248182.
  28. ^ A b Raab, M .; Spiro, B. (04.04.1991). "Izotopové variace síry během odpařování mořské vody s frakční krystalizací". Chemická geologie: sekce izotopových geověd. 86 (4): 323–333. doi:10.1016 / 0168-9622 (91) 90014-N. ISSN  0168-9622.
  29. ^ A b Machel, Hans G .; Krouse, H. Roy; Sassen, Roger (01.07.1995). "Produkty a rozlišovací kritéria redukce bakteriálních a termochemických síranů". Aplikovaná geochemie. 10 (4): 373–389. Bibcode:1995ApGC ... 10..373M. doi:10.1016/0883-2927(95)00008-8. ISSN  0883-2927.
  30. ^ A b C Masterson, Andrew L .; Farquhar, James; Wing, Boswell A. (2011-06-15). „Sírové frakcionace nezávislé na síře v širokopásmovém UV fotolýze oxidu siřičitého: tlak a účinky třetího těla“. Dopisy o Zemi a planetách. 306 (3): 253–260. Bibcode:2011E & PSL.306..253M. doi:10.1016 / j.epsl.2011.04.004. ISSN  0012-821X.
  31. ^ A b Lyons, James R. (2007). „Frakce nezávislá na frakci izotopů síry izotopově selektivní fotodisociací SO2“. Dopisy o geofyzikálním výzkumu. 34 (22): L22811. Bibcode:2007GeoRL..3422811L. doi:10.1029 / 2007 GL031031. ISSN  1944-8007.
  32. ^ A b C d Kaplan, I. R .; Rittenberg, S. C. (1964). „Mikrobiologická frakcionace sirných izotopů“. Mikrobiologie. 34 (2): 195–212. doi:10.1099/00221287-34-2-195. ISSN  1350-0872. PMID  14135528.
  33. ^ Trust, B. A .; Fry, B. (1992). „Stabilní izotopy síry v rostlinách: recenze“. Rostlina, buňka a životní prostředí. 15 (9): 1105–1110. doi:10.1111 / j.1365-3040.1992.tb01661.x. ISSN  1365-3040.
  34. ^ Patron, Nicola J .; Durnford, Dion G .; Kopriva, Stanislav (04.02.2008). „Asimilace síranem u eukaryot: fúze, přemístění a boční převody“. BMC Evoluční biologie. 8 (1): 39. doi:10.1186/1471-2148-8-39. ISSN  1471-2148. PMC  2275785. PMID  18248682.
  35. ^ Schiff, J. A .; Fankhauser, H. (1981). Bothe, Hermann; Trebst, Achim (eds.). "Asimilační redukce síranu". Biologie anorganického dusíku a síry. Proceedings in Life Sciences. Berlin, Heidelberg: Springer: 153–168. doi:10.1007/978-3-642-67919-3_11. ISBN  978-3-642-67919-3.
  36. ^ A b Detmers, Jan; Brüchert, Volker; Habicht, Kirsten S .; Kuever, Jan (01.02.2001). „Rozmanitost frakcí izotopů síry prokaryoty snižujícími obsah síry“. Aplikovaná a environmentální mikrobiologie. 67 (2): 888–894. doi:10.1128 / AEM.67.2.888-894.2001. ISSN  0099-2240. PMC  92663. PMID  11157259.
  37. ^ A b C Canfield, D. E. (2001-04-01). „Frakcionace izotopů přirozenými populacemi bakterií redukujících sulfáty“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 65 (7): 1117–1124. Bibcode:2001 GeCoA..65.1117C. doi:10.1016 / S0016-7037 (00) 00584-6. ISSN  0016-7037.
  38. ^ A b C Kemp, A. L. W .; Thode, H. G. (01.01.1968). "Mechanismus bakteriální redukce síranů a siřičitanů ze studií frakcionace izotopů". Geochimica et Cosmochimica Acta. 32 (1): 71–91. Bibcode:1968 GeCoA..32 ... 71 tis. doi:10.1016/0016-7037(68)90088-4. ISSN  0016-7037.
  39. ^ A b C Sim, Min Sub; Ono, Shuhei; Donovan, Katie; Templer, Stefanie P .; Bosak, Tanja (01.08.2011). „Vliv dárců elektronů na frakcionaci izotopů síry mořským Desulfovibrio sp.“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 75 (15): 4244–4259. Bibcode:2011GeCoA..75.4244S. doi:10.1016 / j.gca.2011.05.021. ISSN  0016-7037.
  40. ^ A b C Sim, Min Sub; Ono, Shuhei; Bosak, Tanja (2012-12-01). „Účinky omezení železa a dusíku na frakcionaci izotopů síry během redukce mikrobiálního síranu“. Aplikovaná a environmentální mikrobiologie. 78 (23): 8368–8376. doi:10.1128 / AEM.01842-12. ISSN  0099-2240. PMC  3497358. PMID  23001667.
  41. ^ A b C Sim, Min Sub; Paříž, Guillaume; Adkins, Jess F .; Orphan, Victoria J .; Sessions, Alex L. (01.06.2017). „Kvantifikace a izotopová analýza intracelulárních metabolitů síry v disimilační dráze redukce síranem“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 206: 57–72. Bibcode:2017GeCoA.206 ... 57S. doi:10.1016 / j.gca.2017.02.024. ISSN  0016-7037.
  42. ^ A b Leavitt, William D .; Venceslau, Sofia S .; Pereira, Inês A. C .; Johnston, David T .; Bradley, Alexander S. (01.10.2016). "Frakce izotopů síry a vodíku v Desulfovibrio vulgaris s narušenou expresí DsrC". Mikrobiologické dopisy FEMS. 363 (20): fnw226. doi:10.1093 / femsle / fnw226. ISSN  0378-1097. PMID  27702753.
  43. ^ Leavitt, William D .; Cummins, Renata; Schmidt, Marian L .; Sim, Min S .; Ono, Shuhei; Bradley, Alexander S .; Johnston, David T. (2014). „Vícenásobné podpisy izotopů síry na redukci siřičitanů a thiosíranů pomocí modelového disimilačního reduktoru síranů, Desulfovibrio alaskensis str. G20“. Hranice v mikrobiologii. 5: 591. doi:10.3389 / fmicb.2014.00591. ISSN  1664-302X. PMC  4243691. PMID  25505449.
  44. ^ Balci, Nurgul; Shanks, Wayne C .; Mayer, Bernhard; Mandernack, Kevin W. (01.08.2007). "Systematika kyslíku a síry na izotopech síranu produkovaného bakteriální a abiotickou oxidací pyritu". Geochimica et Cosmochimica Acta. 71 (15): 3796–3811. Bibcode:2007GeCoA..71,3796B. doi:10.1016 / j.gca.2007.04.017. ISSN  0016-7037.
  45. ^ Howard Gest, Brian Fry; Hayes, J. M. (1. 5. 1984). „Izotopové účinky spojené s anaerobní oxidací sulfidu purpurovou fotosyntetizující bakterií, Chromatium vinosum“. Mikrobiologické dopisy FEMS. 22 (3): 283–287. doi:10.1111 / j.1574-6968.1984.tb00742.x. ISSN  0378-1097.
  46. ^ Jones, Galen E .; Starkey, Robert L. (březen 1957). „Frakce stabilních izotopů síry mikroorganismy a jejich role při ukládání nativní síry“. Aplikovaná mikrobiologie. 5 (2): 111–118. doi:10.1128 / AEM.5.2.111-118.1957. ISSN  0003-6919. PMC  1057268. PMID  13425528.
  47. ^ Kaplan, I. R .; Rafter, T. A. (03.03.1958). „Frakce stabilních izotopů síry pomocí thiobacilů“. Věda. 127 (3297): 517–518. Bibcode:1958Sci ... 127..517K. doi:10.1126 / science.127.3297.517. ISSN  0036-8075. PMID  13529013.
  48. ^ Nakai, Nobuyuki; Jensen, M. L. (01.12.1964). „Kinetický izotopový účinek při bakteriální redukci a oxidaci síry“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 28 (12): 1893–1912. Bibcode:1964 GeCoA..28.1893N. doi:10.1016 / 0016-7037 (64) 90136-X. ISSN  0016-7037.
  49. ^ Canfield, D. E.; Thamdrup, B. (1994-12-23). „Produkce 34S-ochuzeného sulfidu během bakteriální disproporcionace elementární síry“. Věda. 266 (5193): 1973–1975. Bibcode:1994Sci ... 266.1973C. doi:10.1126 / science.11540246. ISSN  0036-8075. PMID  11540246.
  50. ^ Canfield, D. E.; Thamdrup, B .; Fleischer, S. (1998). „Frakcionace izotopů a metabolismus síry čistými a obohacujícími kulturami elementárních bakterií disproporcionálních sírou“. Limnologie a oceánografie. 43 (2): 253–264. Bibcode:1998LimOc..43..253C. doi:10.4319 / lo.1998.43.2.0253. ISSN  1939-5590.
  51. ^ Böttcher, Michael E; Thamdrup, Bo (2001-05-15). „Anaerobní oxidace sulfidů a stabilní frakcionace izotopů spojená s disproporcionací bakteriální síry v přítomnosti MnO2“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 65 (10): 1573–1581. Bibcode:2001GeCoA..65.1573B. doi:10.1016 / S0016-7037 (00) 00622-0. ISSN  0016-7037.
  52. ^ Amrani, Alon; Deev, Andrei; Sessions, Alex L .; Tang, Yongchun; Adkins, Jess F .; Hill, Ronald J .; Moldowan, J. Michael; Wei, Zhibin (01.05.2012). „Sírovo-izotopové složení benzothiofenů a dibenzothiofenů jako náhrada termochemické redukce síranem“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 84: 152–164. Bibcode:2012GeCoA..84..152A. doi:10.1016 / j.gca.2012.01.023. ISSN  0016-7037.
  53. ^ Kiyosu, Yasuhiro; Krouse, H. Roy (1993). „Termochemická redukce a izotopové chování síry síranem kyselinou octovou v přítomnosti nativní síry“. Geochemický deník. 27: 49–57. doi:10,2343 / geochemj.27.49.
  54. ^ A b Ault, W. U; Kulp, J. L (01.07.1959). "Izotopová geochemie síry". Geochimica et Cosmochimica Acta. 16 (4): 201–235. Bibcode:1959 GeCoA..16..201A. doi:10.1016/0016-7037(59)90112-7. ISSN  0016-7037.
  55. ^ Thode, H.G; Společnost Monster, J; Dunford, H. B (01.11.1961). "Geochemie sírových izotopů". Geochimica et Cosmochimica Acta. 25 (3): 159–174. Bibcode:1961GeCoA..25..159T. doi:10.1016/0016-7037(61)90074-6. ISSN  0016-7037.
  56. ^ Sessions, Alex L .; Doughty, David M .; Welander, Paula V .; Summons, Roger E .; Newman, Dianne K. (2009-07-28). „Pokračující hádanka velké oxidační události“. Aktuální biologie. 19 (14): R567 – R574. doi:10.1016 / j.cub.2009.05.054. hdl:1721.1/96187. ISSN  0960-9822. PMID  19640495. S2CID  7346329.
  57. ^ Pavlov, A.a .; Kasting, J.f. (01.03.2002). „Masově nezávislá frakce izotopů síry v archeanských sedimentech: silné důkazy o anoxické archeanské atmosféře“. Astrobiologie. 2 (1): 27–41. Bibcode:2002 AsBio ... 2 ... 27P. doi:10.1089/153110702753621321. ISSN  1531-1074. PMID  12449853.
  58. ^ Zahnle, K .; Claire, M .; Catling, D. (2006). "Ztráta na hmotnosti nezávislé frakce v síře v důsledku paleoproterozoického zhroucení atmosférického metanu". Geobiologie. 4 (4): 271–283. doi:10.1111 / j.1472-4669.2006.00085.x. ISSN  1472-4669.
  59. ^ Shen, Yanan; Farquhar, James; Masterson, Andrew; Kaufman, Alan J .; Buick, Roger (2009-03-30). „Vyhodnocení role redukce mikrobiálního síranu v časném Archeanu pomocí systematiky čtyřnásobných izotopů“. Dopisy o Zemi a planetách. 279 (3): 383–391. Bibcode:2009E & PSL.279..383S. doi:10.1016 / j.epsl.2009.01.018. ISSN  0012-821X.
  60. ^ Shen, Yanan; Buick, Roger (01.02.2004). "Starověk redukce mikrobiálních síranů". Recenze vědy o Zemi. 64 (3): 243–272. Bibcode:2004ESRv ... 64..243S. doi:10.1016 / S0012-8252 (03) 00054-0. ISSN  0012-8252.
  61. ^ Canfield, Donald E .; Teske, Andreas (červenec 1996). „Pozdní proterozoický vzestup koncentrace kyslíku v atmosféře odvozený z fylogenetických studií a studií izotopů síry“. Příroda. 382 (6587): 127–132. Bibcode:1996 Natur.382..127C. doi:10.1038 / 382127a0. ISSN  1476-4687. PMID  11536736. S2CID  4360682.
  62. ^ Bontognali, Tomaso R. R .; Sessions, Alex L .; Allwood, Abigail C .; Fischer, Woodward W .; Grotzinger, John P .; Summons, Roger E .; Eiler, John M. (2012-09-18). „Izotopy síry organické hmoty konzervované ve 3,45 miliard let starých stromatolitech odhalují mikrobiální metabolismus“. Sborník Národní akademie věd. 109 (38): 15146–15151. doi:10.1073 / pnas.1207491109. ISSN  0027-8424. PMC  3458326. PMID  22949693.
  63. ^ A b C Fike, D. A .; Grotzinger, J. P. (01.06.2008). „Spárovaný přístup síran-pyrit δ34S k pochopení vývoje cyklu síry Ediacaran – Cambrian“. Geochimica et Cosmochimica Acta. 72 (11): 2636–2648. Bibcode:2008GeCoA..72.2636F. doi:10.1016 / j.gca.2008.03.021. ISSN  0016-7037.
  64. ^ A b C Raven, Morgan Reed; Fike, David A .; Bradley, Alexander S .; Gomes, Maya L .; Owens, Jeremy D .; Webb, Samuel A. (2019-04-15). „Spárovaná organická hmota a záznamy pyritu δ34S odhalují mechanismy narušení cyklu uhlíku, síry a železa během Anoxické události 2 v oceánu“. Dopisy o Zemi a planetách. 512: 27–38. Bibcode:2019E & PSL.512 ... 27R. doi:10.1016 / j.epsl.2019.01.048. ISSN  0012-821X.
  65. ^ Owens, Jeremy D .; Gill, Benjamin C .; Jenkyns, Hugh C .; Bates, Steven M .; Severmann, Silke; Kuypers, Marcel M. M .; Woodfine, Richard G .; Lyons, Timothy W. (12. 11. 2013). „Izotopy síry sledují globální rozsah a dynamiku euxinie během křídové oceánské Anoxické události 2“. Sborník Národní akademie věd. 110 (46): 18407–18412. Bibcode:2013PNAS..11018407O. doi:10.1073 / pnas.1305304110. ISSN  0027-8424. PMC  3831968. PMID  24170863.
  66. ^ Pasquier, Virgil; Sansjofre, Pierre; Rabineau, Marina; Revillon, Sidonie; Houghton, Jennifer; Fike, David A. (06.06.2017). „Izotopy pyritové síry odhalují ledové - meziglaciální změny prostředí“. Sborník Národní akademie věd. 114 (23): 5941–5945. Bibcode:2017PNAS..114,5941P. doi:10.1073 / pnas.1618245114. ISSN  0027-8424. PMC  5468663. PMID  28533378.
  67. ^ Fike, David A .; Bradley, Alexander S .; Rose, Catherine V. (2015-05-30). „Přehodnocení cyklu starověké síry“. Výroční přehled o Zemi a planetárních vědách. 43 (1): 593–622. Bibcode:2015AREPS..43..593F. doi:10.1146 / annurev-earth-060313-054802. ISSN  0084-6597.
  68. ^ A b Kah, Linda C .; Lyons, Timothy W .; Frank, Tracy D. (říjen 2004). „Nízký obsah mořských síranů a vleklé okysličování proterozoické biosféry“. Příroda. 431 (7010): 834–838. Bibcode:2004 Natur.431..834K. doi:10.1038 / nature02974. ISSN  1476-4687. PMID  15483609. S2CID  4404486.
  69. ^ Habicht, Kirsten S .; Gade, Michael; Thamdrup, Bo; Berg, Peter; Canfield, Donald E. (2002-12-20). „Kalibrace úrovní síranů v archeanském oceánu“. Věda. 298 (5602): 2372–2374. Bibcode:2002Sci ... 298.2372H. doi:10.1126 / science.1078265. ISSN  0036-8075. PMID  12493910. S2CID  188175.
  70. ^ Crowe, Sean A .; Paříž, Guillaume; Katsev, Sergej; Jones, CarriAyne; Kim, Sang-Tae; Zerkle, Aubrey L .; Nomosatryo, Sulung; Fowle, David A .; Adkins, Jess F .; Sessions, Alex L .; Farquhar, James (07.11.2014). „Síran byl stopovou složkou archeanské mořské vody“. Věda. 346 (6210): 735–739. Bibcode:2014Sci ... 346..735C. doi:10.1126 / science.1258966. ISSN  0036-8075. PMID  25378621. S2CID  206561027.