El ciclo del azufre es un ciclo biogeoquímico en el que el azufre se mueve entre rocas, cursos de agua y sistemas vivos. Es importante en geología ya que afecta a muchos minerales y en la vida porque el azufre es un elemento esencial ( CHNOPS ), siendo un constituyente de muchas proteínas y cofactores , y los compuestos de azufre pueden usarse como oxidantes o reductores en la respiración microbiana. [1] El ciclo global del azufre implica las transformaciones de las especies de azufre a través de diferentes estados de oxidación, que juegan un papel importante tanto en los procesos geológicos como biológicos.
Los pasos del ciclo del azufre son:
- Mineralización de azufre orgánico en formas inorgánicas, como sulfuro de hidrógeno (H 2 S), azufre elemental y minerales sulfurados .
- Oxidación de sulfuro de hidrógeno, sulfuro y azufre elemental (S) a sulfato (SO 4 2− ).
- Reducción de sulfato a sulfuro.
- Incorporación de sulfuro en compuestos orgánicos (incluidos derivados que contienen metales).
A menudo se denominan de la siguiente manera:
- Reducción asimilativa de sulfato (véase también asimilación de azufre ) en la que las plantas , los hongos y diversos procariotas reducen el sulfato (SO 4 2− ) . Los estados de oxidación del azufre son +6 en sulfato y –2 en R – SH.
- Desulfuración en la que se pueden desulfurar moléculas orgánicas que contienen azufre, produciendo gas sulfuro de hidrógeno (H 2 S, estado de oxidación = –2). Un proceso análogo para los compuestos orgánicos nitrogenados es la desaminación.
- La oxidación de sulfuro de hidrógeno produce azufre elemental (S 8 ), estado de oxidación = 0. Esta reacción se produce en las fotosintéticos azufre verde y púrpura bacterias y algunos quimiolitotrofos . A menudo, el azufre elemental se almacena como polisulfuros .
- La oxidación en azufre elemental por oxidantes de azufre produce sulfato.
- Reducción disimilante de azufre en la que el azufre elemental se puede reducir a sulfuro de hidrógeno.
- Reducción de sulfato disimilativo en la que los reductores de sulfato generan sulfuro de hidrógeno a partir del sulfato.
Estado de oxidación del azufre
El azufre tiene cuatro estados de oxidación principales en la naturaleza, que son -2, +2, +4 y +6. Las especies de azufre comunes de cada estado de oxidación se enumeran a continuación:
S 2- : H 2 S, FeS, FeS 2 , CuS
S 0 : azufre nativo o elemental
S 2+ : ASÍ
S 4+ : SO 2 , sulfito (SO 3 2- )
S 6+ : SO 4 2- (H 2 SO 4 , CaSO 4 ), SF 6
Fuentes y sumideros de azufre
Tipos de alimentos | Emisiones acidificantes (g SO 2 eq por 100 g de proteína) |
---|---|
Carne de vaca | 343,6 |
Queso | 165,5 |
Cerdo | 142,7 |
Cordero y Cordero | 139,0 |
Crustáceos cultivados | 133,1 |
Aves de corral | 102,4 |
Pescado de cultivo | 65,9 |
Huevos | 53,7 |
Cacahuetes | 22,6 |
Chícharos | 8.5 |
tofu | 6,7 |
El azufre se encuentra en estados de oxidación que van desde +6 en SO 4 2− a -2 en sulfuros . Por lo tanto, el azufre elemental puede dar o recibir electrones dependiendo de su entorno. En la Tierra primitiva anóxica, la mayor parte del azufre estaba presente en minerales como la pirita (FeS 2 ). A lo largo de la historia de la Tierra, la cantidad de azufre móvil aumentó a través de la actividad volcánica y la meteorización de la corteza en una atmósfera oxigenada. [1] El principal sumidero de azufre de la Tierra son los océanos SO 4 2− , donde es el principal agente oxidante . [3]
Cuando el SO 4 2− es asimilado por los organismos, se reduce y se convierte en azufre orgánico, que es un componente esencial de las proteínas . Sin embargo, la biosfera no actúa como un sumidero importante de azufre, sino que la mayor parte del azufre se encuentra en el agua de mar o en rocas sedimentarias que incluyen: lutitas ricas en pirita , rocas evaporíticas ( anhidrita y barita ) y carbonatos de calcio y magnesio (es decir , asociados a carbonatos). sulfato ). La cantidad de sulfato en los océanos está controlada por tres procesos principales: [4]
- 1. entrada de ríos
- 2. reducción y reoxidación de sulfatos en plataformas y taludes continentales
- 3. enterramiento de anhidrita y pirita en la corteza oceánica.
La principal fuente natural de azufre a la atmósfera es el rocío del mar o el polvo rico en azufre arrastrado por el viento, [5] ninguno de los cuales tiene una larga vida en la atmósfera. En tiempos recientes, el gran aporte anual de azufre proveniente de la quema de carbón y otros combustibles fósiles ha agregado una cantidad sustancial de SO 2 que actúa como contaminante del aire . En el pasado geológico, las intrusiones ígneas en las medidas de carbón han provocado la quema a gran escala de estas medidas y la consiguiente liberación de azufre a la atmósfera. Esto ha provocado una alteración sustancial del sistema climático y es una de las causas propuestas del evento de extinción del Pérmico-Triásico . [ cita requerida ]
El dimetilsulfuro [(CH 3 ) 2 S o DMS] se produce por la descomposición del dimetilsulfoniopropionato (DMSP) de las células de fitoplancton moribundas en la zona fótica del océano , y es el principal gas biogénico emitido por el mar, donde es responsable del distintivo “ olor a mar ”a lo largo de las costas. [1] El DMS es la mayor fuente natural de gas de azufre, pero aún tiene un tiempo de residencia de aproximadamente un día en la atmósfera y la mayoría se vuelve a depositar en los océanos en lugar de llegar a la tierra. Sin embargo, es un factor significativo en el sistema climático, ya que está involucrado en la formación de nubes.
Reducción de sulfato impulsada biológica y termoquímicamente
A través de la vía de reducción disimilatoria de sulfato , el sulfato se puede reducir de forma bacteriana (reducción de sulfato bacteriano) o inorgánica (reducción termoquímica de sulfato). Esta vía implica la reducción de sulfato por compuestos orgánicos para producir sulfuro de hidrógeno, que ocurre en ambos procesos.
Los principales productos y reactivos de la reducción de sulfato bacteriano (BSR) y la reducción de sulfato termoquímico (TSR) son muy similares. Para ambos, varios compuestos orgánicos y sulfato disuelto son los reactivos, y los productos o subproductos son los siguientes: H 2 S , CO 2 , carbonatos , azufre elemental y sulfuros metálicos. [6] Sin embargo, los compuestos orgánicos reactivos difieren para BSR y TSR debido a los regímenes de temperatura mutuamente excluyentes. Los ácidos orgánicos son los principales reactivos orgánicos para BSR y los / n- alcanos ramificados son los principales reactivos orgánicos para TSR. Los productos de reacción inorgánicos en BSR y TSR son H 2 S (HS - ) y HCO 3 - (CO 2 ). [7]
Estos procesos ocurren porque hay dos regímenes térmicos muy diferentes en los que se reduce el sulfato, particularmente en ambientes de baja temperatura y alta temperatura. [6] BSR generalmente ocurre a temperaturas más bajas de 0 a 80 ° C, mientras que TSR ocurre a temperaturas mucho más altas alrededor de 100 a 140 ° C. [7] Las temperaturas para TSR no están tan bien definidas; la temperatura más baja confirmada es 127 ° C y las temperaturas más altas ocurren en entornos alrededor de 160-180 ° C. [7] Estos dos regímenes diferentes aparecen porque a temperaturas más altas la mayoría de los microbios reductores de sulfato ya no pueden metabolizar debido a la desnaturalización de proteínas o desactivación de enzimas, [8] por lo que TSR se hace cargo. Sin embargo, en sedimentos calientes alrededor de respiraderos hidrotermales, la BSR puede ocurrir a temperaturas de hasta 110 ° C. [9]
BSR y TSR ocurren a diferentes profundidades. BSR se lleva a cabo en entornos de baja temperatura, que son entornos menos profundos, como campos de petróleo y gas. La BSR también puede tener lugar en ambientes sedimentarios marinos modernos como mares interiores estratificados , plataformas continentales, deltas ricos en orgánicos y sedimentos hidrotermales que tienen una intensa reducción de sulfato microbiano debido a la alta concentración de sulfato disuelto en el agua de mar. [10] Además, se cree que las altas cantidades de sulfuro de hidrógeno que se encuentran en el petróleo en los campos de gas se deben a la oxidación de los hidrocarburos de petróleo por el sulfato. [11] Se sabe que tales reacciones ocurren por procesos microbianos, pero generalmente se acepta que TSR es responsable de la mayor parte de estas reacciones, especialmente en depósitos profundos o calientes. [12] Por lo tanto, TSR ocurre en embalses profundos donde las temperaturas son mucho más altas. BSR es geológicamente instantáneo en la mayoría de los entornos geológicos, mientras que TSR ocurre a tasas del orden de cientos de miles de años. [13] [6] Aunque es mucho más lento que BSR, incluso TSR parece ser un proceso geológicamente bastante rápido.
BSR en ambientes poco profundos y TSR en reservorios profundos son procesos clave en el ciclo oceánico del azufre. [14] [6] Aproximadamente, el 10% (del gas total) de H 2 S se produce en entornos BSR, mientras que el 90% del H 2 S se produce en entornos TSR. [7] Si hay más de un pequeño porcentaje de H 2 S en cualquier depósito profundo, entonces se supone que TSR se ha hecho cargo. Esto se debe al hecho de que el craqueo térmico de los hidrocarburos no aporta más de un par por ciento de H 2 S. La cantidad de H 2 S se ve afectada por varios factores como, la disponibilidad de reactivos orgánicos y sulfato y la presencia / disponibilidad de metales base y de transición. [15]
Bacterias oxidantes de azufre en respiraderos hidrotermales
Los respiraderos hidrotermales emiten sulfuro de hidrógeno que apoya la fijación de carbono de bacterias quimiolitotróficas que oxidan el sulfuro de hidrógeno con oxígeno para producir azufre o sulfato elemental. [16] Las reacciones químicas son las siguientes:
CO 2 + 4H 2 S + O 2 -> CH 2 O + 4S 0 + 3H 2 O
CO 2 + H 2 S + O 2 + H 2 O -> CH 2 O + SO 4 2- + 2H +
En los océanos modernos, Thiomicrospira , Halothiobacillus y Beggiatoa son bacterias oxidantes de azufre primarias, [16] y forman simbiosis quimiosintéticas con huéspedes animales. [17] El anfitrión proporciona sustratos metabólicos (p. Ej., CO 2 , O 2 , H 2 O) al simbionte mientras que el simbionte genera carbono orgánico para sustentar las actividades metabólicas del anfitrión. El sulfato producido por lo general se combina con los iones de calcio lixiviados para formar yeso , que puede formar depósitos generalizados en los centros de dispersión cercanos a la mitad del océano. [18]
δ 34 S
Aunque hay 25 isótopos conocidos de azufre , solo cuatro son estables y de importancia geoquímica. De esos cuatro, dos ( 32 S, ligero y 34 S, pesado) comprenden (99,22%) de S en la Tierra. La gran mayoría (95.02%) de S ocurre como 32 S con solo 4.21% en 34 S. La proporción de estos dos isótopos está fija en nuestro sistema solar y lo ha sido desde su formación. Se cree que la proporción isotópica de azufre en la Tierra es la misma que la proporción de 22,22 medida de la troilita Canyon Diablo (CDT), un meteorito . [19] Esta relación se acepta como norma internacional y, por tanto, se fija en δ0,00. La desviación de 0,00 se expresa como δ 34 S, que es una relación en por mil (‰) . Los valores positivos se correlacionan con niveles aumentados de 34 S, mientras que los valores negativos se correlacionan con 32 S mayores en una muestra.
La formación de minerales de azufre a través de procesos no biogénicos no diferencia sustancialmente entre los isótopos ligeros y pesados, por lo tanto, la proporción de isótopos de azufre en el yeso o la barita debe ser la misma que la proporción de isótopos en la columna de agua en el momento de la precipitación. La reducción del sulfato a través de la actividad biológica diferencia fuertemente entre los dos isótopos debido a la reacción enzimática más rápida con 32 S. [19] El metabolismo del sulfato da como resultado un agotamiento isotópico de -18 ‰, y los ciclos repetidos de oxidación y reducción pueden dar como resultado valores de hasta -50 ‰. Los valores medios actuales del agua de mar de δ 34 S son del orden de + 21 ‰.
A lo largo de la historia geológica, el ciclo del azufre y las proporciones isotópicas han coevolucionado con la biosfera volviéndose en general más negativa con los aumentos en la reducción de sulfato impulsada biológicamente, pero también muestran una excursión positiva sustancial. En general, las excursiones positivas en los isótopos de azufre significan que hay un exceso de deposición de pirita en lugar de oxidación de los minerales de sulfuro expuestos en tierra. [19]
Ciclo del azufre marino
El ciclo del azufre en ambientes marinos ha sido bien estudiado mediante la herramienta de la sistemática de isótopos de azufre expresada como δ 34 S. Los océanos globales modernos tienen un almacenamiento de azufre de 1.3 × 10 21 g, [20] principalmente como sulfato con δ 34 S valor de + 21 ‰. [21] El flujo de entrada total es de 1,0 × 10 14 g / año con una composición de isótopos de azufre de ~ 3 ‰. [21] El sulfato fluvial derivado de la meteorización terrestre de minerales de sulfuro (δ 34 S = + 6 ‰) es la principal entrada de azufre a los océanos. Otras fuentes son la desgasificación metamórfica y volcánica y la actividad hidrotermal (δ 34 S = 0 ‰), que liberan especies de azufre reducidas (por ejemplo, H 2 S y S 0 ). Hay dos salidas principales de azufre de los océanos. El primer sumidero es el entierro de sulfato ya sea como evaporitas marinas (por ejemplo, yeso) o sulfato asociado a carbonato (CAS), que representa 6 × 10 13 g / año (δ 34 S = + 21 ‰). El segundo sumidero de azufre es el entierro de pirita en sedimentos de plataforma o sedimentos del lecho marino profundo (4 × 10 13 g / año; δ 34 S = -20 ‰). [22] El flujo de salida de azufre marino total es 1.0 × 10 14 g / año, lo que coincide con los flujos de entrada, lo que implica que el presupuesto de azufre marino moderno se encuentra en un estado estable. [21] El tiempo de residencia del azufre en los océanos globales modernos es de 13 millones de años. [23]
Evolución del ciclo del azufre
La composición isotópica de los sulfuros sedimentarios proporciona información primaria sobre la evolución del ciclo del azufre.
El inventario total de compuestos de azufre en la superficie de la Tierra (casi 10 22 g S) representa la desgasificación total de azufre a través del tiempo geológico. [24] [19] Las rocas analizadas para determinar el contenido de azufre son generalmente lutitas ricas en materia orgánica, lo que significa que probablemente estén controladas por la reducción biogénica de azufre. Las curvas de agua de mar promedio se generan a partir de las evaporitas depositadas a lo largo del tiempo geológico porque nuevamente, dado que no discriminan entre los isótopos de azufre pesado y ligero, deben imitar la composición del océano en el momento de la deposición.
Hace 4.600 millones de años (Ga) la Tierra se formó y tenía un valor teórico de δ 34 S de 0. Dado que no había actividad biológica en la Tierra primitiva, no habría fraccionamiento isotópico . [21] Todo el azufre en la atmósfera se liberaría durante las erupciones volcánicas. Cuando los océanos se condensaron en la Tierra, la atmósfera quedó esencialmente limpia de gases de azufre, debido a su alta solubilidad en agua. A lo largo de la mayoría de la Archean (4.6 a 2.5 Ga) mayoría de los sistemas parecían ser sulfato limitado. Algunos pequeños depósitos de evaporita arcaica requieren que existan al menos concentraciones localmente elevadas (posiblemente debido a la actividad volcánica local) de sulfato para que se sobresaturan y se precipiten de la solución. [25]
3.8-3.6 Ga marca el comienzo del registro geológico expuesto porque esta es la edad de las rocas más antiguas de la Tierra. Las rocas meta- sedimentarias de esta época todavía tienen un valor isotópico de 0 porque la biosfera no se desarrolló lo suficiente (posiblemente en absoluto) para fraccionar el azufre. [26]
3.5 Ga se establece la fotosíntesis anoxiógena y proporciona una fuente débil de sulfato al océano global con concentraciones de sulfato increíblemente bajas, el δ 34 S sigue siendo básicamente 0. [25] Poco después, a 3.4 Ga, la primera evidencia de fraccionamiento mínimo en sulfato evaporítico en asociación con magmáticamente sulfuros derivados se puede ver en el registro de la roca. Este fraccionamiento muestra una posible evidencia de bacterias fototróficas anoxigénicas .
2.8 Ga marca la primera evidencia de producción de oxígeno a través de la fotosíntesis. Esto es importante porque no puede haber oxidación del azufre sin oxígeno en la atmósfera. Esto ejemplifica la coevolución de los ciclos de oxígeno y azufre, así como la biosfera.
2.7-2.5 Ga es la edad de las rocas sedimentarias más antiguas que tienen un δ 34 S empobrecido, lo que proporciona la primera evidencia convincente de reducción de sulfato. [25]
2,3 Ga sulfato aumenta a más de 1 mM; este aumento de sulfato coincide con el " Gran Evento de Oxigenación ", cuando la mayoría de los trabajadores cree que las condiciones redox en la superficie de la Tierra han cambiado fundamentalmente de la reducción a la oxidación. [27] Este cambio habría llevado a un aumento increíble en la meteorización por sulfato que habría llevado a un aumento de sulfato en los océanos. Los grandes fraccionamientos isotópicos que probablemente estarían asociados con la reducción de bacterias se producen por primera vez. Aunque hubo un marcado aumento en el sulfato de agua de mar en este momento, es probable que todavía fuera solo menos del 5% al 15% de los niveles actuales. [27]
A 1.8 Ga, las formaciones de hierro en bandas (BIF) son rocas sedimentarias comunes en todo el Arcaico y el Paleoproterozoico ; su desaparición marca un cambio distinto en la química del agua del océano. Los BIF tienen capas alternas de óxidos de hierro y sílex . Los BIF solo se forman si se permite que el agua se sobresatura en hierro disuelto (Fe 2+ ), lo que significa que no puede haber oxígeno o azufre libres en la columna de agua porque formaría Fe 3+ (óxido) o pirita y precipitaría de la solución. Después de esta sobresaturación, el agua debe oxigenarse para que las bandas ricas en férrico precipiten, debe ser pobre en azufre, de lo contrario se formaría pirita en lugar de Fe 3+ . Se ha planteado la hipótesis de que los BIF se formaron durante la evolución inicial de los organismos fotosintéticos que tenían fases de crecimiento poblacional, lo que provocaba una sobreproducción de oxígeno. Debido a esta sobreproducción, se envenenarían a sí mismos provocando una muerte masiva, lo que cortaría la fuente de oxígeno y produciría una gran cantidad de CO 2 a través de la descomposición de sus cuerpos, lo que permitiría otra floración bacteriana. Después de 1.8 Ga, las concentraciones de sulfato fueron suficientes para aumentar las tasas de reducción de sulfato a mayores que el flujo de suministro de hierro a los océanos. [25]
Junto con la desaparición de BIF, el final del Paleoproterozoico también marca los primeros depósitos sedimentarios exhalativos a gran escala que muestran un vínculo entre la mineralización y un probable aumento en la cantidad de sulfato en el agua de mar. En el Paleoproterozoico, el sulfato en el agua de mar había aumentado a una cantidad mayor que en el Arcaico, pero aún era más bajo que los valores actuales. [27] Los niveles de sulfato en el Proterozoico también actúan como sustitutos del oxígeno atmosférico porque el sulfato se produce principalmente a través de la meteorización de los continentes en presencia de oxígeno. Los bajos niveles en el Proterozoico simplemente implican que los niveles de oxígeno atmosférico cayeron entre las abundancias del Fanerozoico y las deficiencias del Arcaico.
Hace 750 millones de años (Ma) hay una nueva deposición de BIF que marca un cambio significativo en la química del océano . Esto probablemente se debió a episodios terrestres de bolas de nieve en los que todo el mundo, incluidos los océanos, estaba cubierto por una capa de hielo que cortaba la oxigenación. [28] A finales del Neoproterozoico, las altas tasas de enterramiento de carbono aumentaron el nivel de oxígeno atmosférico a> 10% de su valor actual. En el Neoproterozoico más reciente ocurrió otro evento oxidante importante en la superficie de la Tierra que resultó en un océano profundo oxic y posiblemente permitió la aparición de vida multicelular. [27]
Durante los últimos 600 millones de años, el SO 4 del agua de mar ha variado generalmente entre +10 y + 30 ‰ en δ 34 S, con un valor medio cercano al actual. Los cambios notables en el agua de mar δ 34 S ocurrieron durante la extinción y los eventos climáticos durante este tiempo. [29] [30] [31] [32] [33] [34] [35]
En una escala de tiempo más corta (diez millones de años), los cambios en el ciclo del azufre son más fáciles de observar y pueden restringirse aún mejor con isótopos de oxígeno. El oxígeno se incorpora continuamente al ciclo del azufre a través de la oxidación del sulfato y luego se libera cuando ese sulfato se reduce una vez más. [4] Dado que las diferentes fuentes de sulfato dentro del océano tienen valores isotópicos de oxígeno distintos, puede ser posible utilizar oxígeno para rastrear el ciclo del azufre. La reducción biológica de sulfato selecciona preferentemente isótopos de oxígeno más ligeros por la misma razón que se prefieren los isótopos de azufre más ligeros. Mediante el estudio de los isótopos de oxígeno en los sedimentos oceánicos durante los últimos 10 millones de años [36] pudieron limitar mejor las concentraciones de azufre en el agua de mar durante ese mismo tiempo. Descubrieron que los cambios en el nivel del mar debido a los ciclos glaciares del Plioceno y el Pleistoceno cambiaron el área de las plataformas continentales que luego interrumpieron el procesamiento del azufre, reduciendo la concentración de sulfato en el agua del mar. Este fue un cambio drástico en comparación con los tiempos preglaciales antes de hace 2 millones de años.
El gran evento de oxidación y el fraccionamiento independiente de masa de isótopos de azufre
El Gran Evento de Oxigenación (GOE) se caracteriza por la desaparición del fraccionamiento independiente de masa de isótopos de azufre (MIF) en los registros sedimentarios hace alrededor de 2.45 mil millones de años (Ga). [37] El MIF del isótopo de azufre (Δ 33 S) se define por la desviación del valor δ 33 S medido del valor δ 33 S inferido del valor δ 34 S medido de acuerdo con la ley de fraccionamiento dependiente de la masa. El Gran Evento de Oxidación representó una transición masiva de los ciclos globales del azufre. Antes del Gran Evento de Oxidación, el ciclo del azufre estuvo fuertemente influenciado por la radiación ultravioleta (UV) y las reacciones fotoquímicas asociadas , que indujeron el fraccionamiento independiente de masa del isótopo de azufre (Δ 33 S ≠ 0). La preservación de las señales de fraccionamiento independientes de masa de isótopos de azufre requiere que el O 2 atmosférico sea inferior a 10-5 del nivel atmosférico actual (PAL). [24] La desaparición del fraccionamiento independiente de masa de isótopos de azufre a ~ 2,45 Ga indica que la p O 2 atmosférica excedió 10-5 el nivel atmosférico actual después del Gran Evento de Oxigenación. [37] El oxígeno jugó un papel esencial en los ciclos globales del azufre después del Gran Evento de Oxigenación, como la meteorización oxidativa de los sulfuros. [38] El entierro de pirita en sedimentos, a su vez, contribuye a la acumulación de O 2 libre en el medio ambiente de la superficie de la Tierra. [39]
Importancia economica
El azufre está íntimamente involucrado en la producción de combustibles fósiles y la mayoría de los depósitos de metales debido a su capacidad para actuar como agente oxidante o reductor. La gran mayoría de los principales depósitos minerales en la Tierra contienen una cantidad sustancial de azufre que incluye, entre otros: depósitos sedimentarios exhalativos (SEDEX), depósitos de mineral de plomo y zinc alojados en carbonato (Mississippi Valley-Type MVT) y depósitos de pórfido de cobre . Los sulfuros de hierro, galena y esfalerita se formarán como subproductos de la generación de sulfuro de hidrógeno , siempre que los respectivos metales de transición o base estén presentes o se transporten a un sitio de reducción de sulfato. [7] Si el sistema se queda sin hidrocarburos reactivos, se pueden formar depósitos de azufre elemental económicamente viables. El azufre también actúa como un agente reductor en muchos yacimientos de gas natural y, en general, los fluidos formadores de minerales tienen una estrecha relación con las antiguas filtraciones o respiraderos de hidrocarburos. [27]
Las fuentes importantes de azufre en los depósitos de mineral generalmente están profundamente arraigadas, pero también pueden provenir de rocas del campo local, agua de mar o evaporitas marinas . La presencia o ausencia de azufre es uno de los factores que limitan tanto la concentración de metales preciosos como su precipitación de la solución. El pH , la temperatura y especialmente los estados redox determinan si los sulfuros precipitarán. La mayoría de las salmueras de sulfuro permanecerán en concentración hasta que alcancen condiciones reductoras, un pH más alto o temperaturas más bajas.
Los fluidos minerales generalmente están vinculados a aguas ricas en metales que se han calentado dentro de una cuenca sedimentaria bajo las condiciones térmicas elevadas típicamente en entornos tectónicos extensionales. Las condiciones redox de las litologías de la cuenca ejercen un control importante sobre el estado redox de los fluidos que transportan metales y se pueden formar depósitos a partir de fluidos oxidantes y reductores. [27] Los fluidos minerales ricos en metales tienden a ser por necesidad comparativamente deficientes en sulfuros, por lo que una parte sustancial del sulfuro debe ser suministrada desde otra fuente en el sitio de mineralización. Reducción bacteriana de sulfato de agua de mar o un euxínicas (anóxica y H 2 que contiene S-) de columna de agua es una fuente necesaria de que el sulfuro. Cuando están presentes, los valores de δ 34 S de la barita son generalmente consistentes con una fuente de sulfato de agua de mar, lo que sugiere la formación de barita por reacción entre el bario hidrotermal y el sulfato en el agua de mar ambiental. [27]
Una vez que se descubren los combustibles fósiles o los metales preciosos y se queman o muelen, el azufre se convierte en un producto de desecho que debe tratarse adecuadamente o puede convertirse en un contaminante. Ha habido un gran aumento en la cantidad de azufre en nuestra atmósfera actual debido a la quema de combustibles fósiles. El azufre actúa como contaminante y como recurso económico al mismo tiempo.
Impacto humano
Las actividades humanas tienen un efecto importante en el ciclo global del azufre. La quema de carbón , gas natural y otros combustibles fósiles ha aumentado enormemente la cantidad de S en la atmósfera y el océano y ha agotado el sumidero de rocas sedimentarias. Sin el impacto humano, el azufre permanecería atrapado en las rocas durante millones de años hasta que se elevara a través de eventos tectónicos y luego se liberara a través de procesos de erosión y meteorización . En cambio, se perfora, bombea y quema a un ritmo que aumenta constantemente. En las zonas más contaminadas se ha multiplicado por 30 la deposición de sulfato. [40]
Aunque la curva de azufre muestra cambios entre la oxidación neta del azufre y la reducción neta del azufre en el pasado geológico, la magnitud del impacto humano actual probablemente no tiene precedentes en el registro geológico. Las actividades humanas aumentan en gran medida el flujo de azufre a la atmósfera , parte del cual se transporta a nivel mundial. Los seres humanos están extrayendo carbón y petróleo de la corteza terrestre a una tasa que moviliza 150 x 10 12 gS / año, que es más del doble de la tasa de hace 100 años. [41] El resultado del impacto humano en estos procesos es aumentar la reserva de azufre oxidado (SO 4 ) en el ciclo global, a expensas del almacenamiento de azufre reducido en la corteza terrestre. Por lo tanto, las actividades humanas no provocan un cambio importante en las reservas globales de S, pero sí producen cambios masivos en el flujo anual de S a través de la atmósfera. [19]
Cuando el SO 2 se emite como contaminante del aire, forma ácido sulfúrico a través de reacciones con el agua en la atmósfera. Una vez que el ácido se disocia completamente en el agua, el pH puede bajar a 4.3 o menos, causando daños tanto a los sistemas naturales como artificiales. Según la EPA, la lluvia ácida es un término amplio que se refiere a una mezcla de deposición húmeda y seca (material depositado) de la atmósfera que contiene cantidades superiores a las normales de ácidos nítrico y sulfúrico. El agua destilada (agua sin componentes disueltos), que no contiene dióxido de carbono , tiene un pH neutro de 7. La lluvia tiene naturalmente un pH ligeramente ácido de 5,6, porque el dióxido de carbono y el agua en el aire reaccionan juntos para formar ácido carbónico, un ácido débil. Alrededor de Washington, DC, sin embargo, el pH promedio de la lluvia está entre 4.2 y 4.4. Dado que el pH está en una escala logarítmica, la disminución de 1 (la diferencia entre el agua de lluvia normal y la lluvia ácida) tiene un efecto dramático en la fuerza del ácido. En los Estados Unidos, aproximadamente 2/3 de todo el SO 2 y 1/4 de todo el NO 3 provienen de la generación de energía eléctrica que depende de la quema de combustibles fósiles, como el carbón.
Como es un nutriente importante para las plantas, el azufre se utiliza cada vez más como componente de los fertilizantes. Recientemente, la deficiencia de azufre se ha generalizado en muchos países de Europa. [42] [43] [44] Debido a las acciones tomadas para limitar las lluvias ácidas , los aportes atmosféricos de azufre continúan disminuyendo. Como resultado, es probable que aumente el déficit en el aporte de azufre a menos que se utilicen fertilizantes de azufre. [45] [46]
Ver también
- Metabolismo del azufre
- Metabolismo microbiano
- Intrusión de sulfuro
- Microorganismos reductores de sulfato
- Redox
- Azufre
Referencias
- ↑ a b c Madigan MT, Martino JM (2006). Brock Biology of Microorganisms (11ª ed.). Pearson. pag. 136. ISBN 978-0-13-196893-6.
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enlaces externos
- EPA
- Oxidación de azufre del curso de microbiología del suelo en Virginia Tech University
- Ciclo del azufre en la Universidad Carnegie Mellon
- Lenntech