Сидерит: железный шпат, формула минерала и руды, описание, видео

Для того чтобы получить этот результат, установили систему для подготовки пробы, нужной флотации, проводив анализ дробления, сортировки и зернистости сидерита. И так разработали реагент-собиратель смешения с алифатической кислотой. Данный реагент-собиратель одновременно имеет пенистость. Если использовать этот реагент для собирания сидерита, можно весьма снижать себестоимость по сравнению олеиновой кислоты.

До того времени считали, что флотация сидерита – трудное дело. Но наша исследовательская группа открыла метод флотации сидерита, в результате чего подготовили техническую гарантию, на основе которой могут свести расходы к минимуму и производить концентрированную руду с высоким качеством.

Метод флотации сидерита помогает облегчать процесс, экономить энергию и охранить окружающую среду с точки зрения потепления климата Земли. В особенности, можем использовать сидерит в разных областях народного хозяйства. Другими славами по методу «намагниченное обжигание – магнитное обогащение» можем обрабатывать сидерит магнетитом и использовать только сырьём для производства железа, но флотация сидерита помогает производить железо с FeCO

Например, если использовать 30℅ концентрированной руды сидерита дополнительным газообразующим средством в печи газификации угля с воздушным течением, затрачивающей 450 тысяч тонн, можно экономить в году 99,5 ℅ антрацита и кислорода, т.е. 130 тысяч тонн соответственно, а также в золах можно отбирать 80 тысяч тонн магнетита (по расчёту восстановительного железа равняется 60 тысяч тонн).

Кроме того, можно использовать в производстве цемента 4℅, металлических изделий – 22%, железоникелевых сварочных прутов для отливки чугуна – 8 % и в других областях химии.

Исследовательская группа усугубляет исследование, чтобы изменить флотацию сидерита отечественной продукцией и управлять процесс флотации с реальной пользой.

Высокоточные, продвинутые сидерит продукты Local After-Sales Service

Если вы работаете в горнодобывающей промышленности или занимаетесь добычей полезных ископаемых ,. сидерит - это необходимое оборудование для вас.  На Alibaba.com вы можете найти большой выбор. сидерит машины, которые работают точно и могут значительно облегчить вашу работу .. сидерит машины обеспечивают получение результатов крупномасштабного грохочения и неизбежны при разделении минералов. Вы можете найти эти машины для выгодных сделок и периодических предложений. 
Если вы хотите выбрать машину, которая работает оптимально и в то же время работает с низкими затратами на техническое обслуживание, не ищите ничего, кроме этих. сидерит машины, которые выделяются в этом отношении. Файл. сидерит выставленные на продажу машины от ведущих продавцов и проверенных производителей, которые гарантируют выдающееся качество и стабильную работу в течение длительного времени. Эти моторные. сидерит машины доступны в различных моделях, и их мощность может различаться для каждой. 
The. Категория сидерит, представленная на Alibaba.com, включает множество полуавтоматических, автоматических и ручных версий, которые вы можете выбрать в зависимости от ваших конкретных требований.  Они имеют сертификаты ISO и CE и обладают высокой устойчивостью. Обладая большой мощностью двигателя и легкой маневренностью, эти. сидерит идеально подходят для отраслей и предприятий. Эти. сидерит легче по весу, имеют компактную конструкцию, а также все более и более производительные мощности. 
Удвойте эффективность производства и увеличьте свою производительность с помощью этих машин и выбирайте из большего разнообразия. сидерит варианты, позволяющие сэкономить много денег. Они имеют сертификаты качества, которые также гарантируют надежность. Заказы OEM принимаются с индивидуальными вариантами упаковки.

Сидерит – обзор | ScienceDirect Topics

5.2.3 Формирование нахлитовых карбонатов

Диапазон составов нахлитовых сидеритов в оливинах и мезостазах убедительно свидетельствует о том, что они не зависят исключительно от соседних минералов и не могут быть изохимическим замещением одной фазы. Было высказано предположение, что сидерит образовался в результате карбонизации соседнего оливина (Lee et al. , 2015). Однако мы предполагаем, что вторичная ассоциация, содержащая сидерит, образовалась из гидротермальных флюидов, протекающих через трещиноватые вмещающие нахлитовые породы, привнося воды, богатые CO ₂ , и приводя к растворению нахлитовой смеси.Состав флюидов, которые сформировали вторичную минеральную ассоциацию в различных нахлитах, был смоделирован Bridges and Schwenzer (2012). Они пришли к выводу, что частичное растворение окружающих оливиновых клинопироксенитов гидротермальными флюидами, обогащенными CO ₂ , с температурами 150 ≤ T ≤ 200 ° C, pH 6-8 и соотношением вода: порода ( W / R ) ≤300, давал исходный сидерит. Общий растворенный состав – на протяжении всего гидротермального события – составлял приблизительно 70% оливина, 20% массы, 10% мезостаза (Bridges and Schwenzer, 2012).Источник тепла, вероятно, был вызван ударом, и это также было причиной хрупкого разрушения, наблюдаемого во всех нахлитах. Магматический источник тепла маловероятен, поскольку радиометрический возраст нахлитовых изменений и возраст магматической кристаллизации разделены на сотни миллионов лет (Treiman, 2005a). После таяния приповерхностного льда H ₂ O – CO ₂ флюид просачивался вверх через материнские породы нахлита, но это не было длительной конвектирующей гидротермальной системой.Вероятно, из-за исчерпания HCO ₃ ^– Са-сидерит начал коррозию при охлаждении флюидов до ~ 50 ° C, при pH 9 и низком уровне W / R , равном 6, с растворением компоненты пироксена и мезостаза начала нахлитов. На этой стадии кристаллические филлосиликаты сапонита железа осаждаются в трещинах оливина (или серпентин железа в трещинах мезостаза). Не было обнаружено никаких доказательств, позволяющих предположить второе тепловое или флюидное событие.Жидкость быстро остывала и образовывала заполнение центральной жилы аморфным гелем, которое имеет состав, аналогичный составу филлосиликатов (Hicks et al., 2014). Остальные нахлиты также содержат гидротермальную ассоциацию, но в основном аморфную гелевую составляющую. Конечным продуктом флюида было выпаривание галита и сульфатов в пределах интерстициальных областей, и это лучше всего сохранилось в Накхле (например, Gooding et al. , 1991; Bridges and Grady, 2000).

Рис. 5.2 представляет собой тройную диаграмму CaCO ₃ –MgCO ₃ –FeCO ₃ с соответствующими фазовыми равновесиями из экспериментальных исследований (Anovitz and Essene, 1987).Поля стабильности в тройном элементе уменьшаются в размере с понижением температуры с 700 ° C, через 550 ° C и до 400 ° C. Карбонаты за пределами этих областей указывают на метастабильный состав и быструю кристаллизацию (например, Goldsmith, 1983). Это свидетельствует о том, что сидерит Лафайета, богатый кальцием, и сосуществующий сидерит с низким содержанием кальция являются метастабильными и быстро кристаллизовались. Недавние экспериментальные результаты по аналогам минеральных смесей нахлита, разработанные с учетом моделирования Бриджеса и Швенцера (2012), предполагают, что подобные глинистые жилы и карбонат в оливине могут образовываться в течение нескольких месяцев (Schwenzer et al., 2017).

Исходный флюид мигрировал через кучу нахлита из Лафайета через ГВ в Нахлу и далее к другим материнским породам нахлита. Об этом свидетельствует состав карбоната, который становится менее богатым кальцием и более богатым магнием. Однако после Нахлы жидкость исчерпала свое содержание HCO ₃ ^– . Состав глины и геля также разделился на фракции по мере того, как жидкость мигрировала через нахлиты от источников тепла и жидкости. Эта тенденция представляет собой уменьшение 100Mg / (Mg + Fe) и увеличение Fe / Si (Hicks et al., 2014; Чангела и Бриджес, 2011).

Анализ стабильных изотопов ясно показывает, что карбонат нахлита сохранил атмосферные признаки. В частности, данные масс-спектрометрии ступенчатого горения карбоната в нахлитах составляют от + 10 ‰ до + 55 ‰ (Carr et al., 1985; Wright et al., 1992; Jull et al., 1995), причем эти тяжелые изотопные значения согласуются с CO ₂ происходит из атмосферы, которая претерпела существенные потери ¹² C (например, Jakosky and Phillips (2001)).Они похожи на текущую атмосферу Марса, измеренную прибором SAM в Марсианской научной лаборатории (MSL): при 5 δ ¹³ C анализирует кластеризацию около + 50 ‰ (Webster et al., 2013). О незначительном содержании ¹³ C-обогащенного сидерита в Y 000593 сообщили Grady et al. (2007) с использованием ступенчатого горения и масс-спектрометрии; однако четкого минералогического состава карбоната в этом метеорите не получено.

Сидерит

Образование диагенетического сидерита в современных железистых отложениях | Геология

Во время первоначального описания керна мы идентифицировали множество дискретных слоев, богатых сидеритом, в отложениях (Russell et al., 2016). Электронная микроскопия и соответствующие дифрактограммы демонстрируют, что извлеченные кристаллы действительно являются сидеритом (рис.1 верх). Эти анализы также выявили незначительные количества карбонатного GR и магнетита в кристаллах сидерита на глубине отложений 6,2 м (рис. 1, внизу; таблица DR1 в хранилище данных). Проведенный нами детальный минералогический анализ показывает, что сидериты сильно упорядочены, и мы не обнаружили аморфных карбонатных предшественников сидерита, которые обычно наблюдаются в лабораторных экспериментах (Sel et al., 2012; Dideriksen et al., 2015).

SEM и элементный анализ EDX показывают, что сидериты развиваются из исходных микритовых фаз в мозаичные кристаллы (рис.2А; Рис. DR1) в верхних 10 м отложений, охватывающих ∼50 тыс. Лет. истории отложений (Коста и др., 2015). Поровые воды отложений насыщены сидеритом (Таблица 1), и поэтому мы делаем вывод, что сидерит образуется и растет во время диагенеза и захоронения (Рисунки 1 и 2A; Рисунки DR1 и DR3). В этих условиях насыщения рост сидерита происходит за счет двойникования и агрегации (рис. 2A; рис. DR1), слияния кристаллов-предшественников размером с микрошпонки (> 20 мкм) в более крупные кристаллы мозаичного типа (> 60 мкм) и далее в пучки. и сфероидальные кластеры (рис.2А). Например, сидериты, наблюдаемые на глубине 82,6 м, указывают на полное слияние бывших кристаллов со структурами роста, которые соединяют их в полностью упорядоченный моно-мозаичный кристалл (рис. 1D, вверху), о чем свидетельствует картина SAED всего кристалла, которая показывает монокристаллографическую ориентацию (рис. 1, вверху; рис. DR2). Эти более глубокие сидериты, обнаруженные в виде пучков двойников и сфероидальных агрегатов в осадке (рис. 2А; рис. DR1), кажутся плотными и имеют мало оставшегося порового пространства (рис.1F, вверху; Рис. DR3). Напротив, сидериты на глубине 6 м являются пористыми и образуют множественные двойники (рис. 1 [внизу] и 2А; рис. DR1). Таким образом, диагенетическое созревание приводит к увеличению кристалличности сидеритов, что подтверждается большей резкостью отражений сидерита в спектрах XRD для более глубоких сидеритов (рис. 2D). Мы также наблюдаем агрегаты наномагнетита в озере Товути в неглубоких отложениях (рис. DR5) или в сидеритах (рис. 1). Те, что обнаружены в магнитных сепараторах более глубоких образцов, могут иметь разное происхождение (например,g., обломочные, вулканические или аутигенные), а некоторые демонстрируют четкие черты растворения (рис. DR5). Учитывая их неясное происхождение, мы не обсуждаем их дальше.

При ограниченном восстановлении сульфатов в озере Товути из-за низких концентраций сульфатов (<20 мкМ) (Vuillemin et al., 2016) микробное восстановление Fe ³⁺ , вероятно, будет способствовать образованию оксидов железа смешанной валентности, таких как карбонат GR и магнетит, обнаруженный в близлежащем озере Матано (Zegeye et al., 2012), практически без образования сульфидных минералов. Присутствие карбонатных GR и агрегатов наномагнетита в поровых пространствах сидерита очевидно из изображений полос кристаллической решетки с помощью HR-TEM (рис. 1, внизу; рис. DR2). Мы предполагаем, что карбонатный ГР и магнетит образуются в верховьях отложений или придонных вод и попадают в прослои сидерита во время своего первоначального образования (Bell et al., 1987). Известно, что химические микрониши, такие как поровые пространства в сидерите, сохраняют чувствительные к окислительно-восстановлению минералы в геологических временных масштабах (Matamoros-Veloza et al., 2018), а улавливание сидерита может сохранить и защитить эти минеральные зерна, предотвращая их дальнейшую реакцию с поровыми флюидами во время захоронения. Ткани, наблюдаемые в полосах решетки, могут дополнительно указывать на эпитаксиальный рост сидерита на карбонатном GR (рис. 1, внизу; рис. DR2 и DR3), подразумевая, что GR может служить в качестве фазы-предшественника для образования сидерита, как было обнаружено в лабораторных экспериментах (Halevy et al. ., 2017). Если ГИ, который мы видим в пустотах сидерита, действительно первичный, его сохранение на глубине осадка около 6 м предполагает устойчивость ГИ более 30 k.y., исходя из существующих ограничений на скорость седиментации (Costa et al., 2015). Это контрастирует с нестабильностью карбонатного GR в лабораторных экспериментах, даже в часовых масштабах (Ruby et al., 2010; Guilbaud et al., 2013; Halevy et al., 2017). Известно, что GR быстро превращается в аморфный оксигидроксикарбонат железа (III) в стандартных условиях или в более стабильные фазы, такие как гетит и лепидокрокит (Legrand et al., 2004). В качестве альтернативы карбонатный GR может образовываться в результате реакции с кислородом во время выдержки образца в атмосфере (Tamaura et al., 1984). Мы признаем, что возможны оба сценария.

Элементное картирование кристаллов сидерита показало зональность Mn / Fe (Рис. 2B; Рис. DR4) с повышенными концентрациями Mn в центре всех кристаллов. Мы также наблюдали незначительное замещение Fe ²⁺ на Ca ²⁺ (<20%) на краях кристаллов. Концентрации DIC постепенно увеличиваются с глубиной в отложениях озера Товути, вероятно, из-за диагенетической деградации органического вещества (Vuillemin et al., 2018), что при pH от 7,1 до 7,5 приводит к накоплению ДИК, в основном в форме HCO ₃ ^– (рис. 2C). Таким образом, зональность Mn / Fe может означать осаждение сидерита в верхних слоях отложений, где поровая вода Mn ²⁺ может накапливаться из-за восстановительного растворения оксидов Mn (оксигидр) при относительно низких активностях HCO ₃ ^– . Высокие концентрации Mg ²⁺ (рис. 2C) могут дополнительно ингибировать начальное зародышеобразование карбонатов и привести к усиленному замещению Fe на Mn в зернах сидерита (рис.2B; Рис. DR4).

СИДЕРИТ (карбонат железа)

Сидерит образует ряд с близкородственными минералами. родохрозит, MnCO ₃ и магнезит, MgCO ₃ . Эти минералы могут иметь некоторое замещение ионов металлов, и граница между ними и сидеритом составляет 50% железа. Иногда промежуточным членам этих минералов присваиваются названия разновидностей, такие как мангансидерит для богатого железом родохрозита или магниозидерит для сидерита, богатого магнием.Но это может сбивать с толку.

Сидерит примерно эквивалентен кальцит но с железом, заменяющим кальций. Железо мало влияет на большинство структурных свойств, таких как спайность и кристаллическая форма; но влияет на такие свойства, как плотность, цвет, твердость и электрохимические свойства. Сидерит довольно легко отличить от кальцита по его более высокому удельному весу и твердости, а также по менее активной реакции на кислоты. Может быть трудно отличить от доломит однако.

Сидерит и кальцит могут образовывать похожие формы кристаллов, хотя сидерит гораздо менее разнообразен. Типичная привычка к сидериту – это ромбоэдр. В большинстве случаев кристаллы имеют стандартную форму ромба, но также хорошо известны заметно уплощенные ромбы и ромбы с изогнутыми поверхностями. Другие типичные привычки включают скалаэдров, корок, сферических образований, конкреций и сложных ботроидальных масс. Сидерит образуется в основном в осадочных и гидротермальных условиях, хотя он также встречается в некоторых магматических пегматитах.

Сидерит – распространенный минерал, хотя иногда трудно найти прекрасные, привлекательные образцы кристаллов. Но многие кристаллы, когда они ярко переливаются, образуют прекрасный, красочный, атласный, мерцающий образец минерала. Переливчатость, вероятно, вызвана изменением поверхности оксида железа, гетита. Дальнейшее изменение кристаллов сидерита может привести к псевдоморфозам. Аморфный оксид железа лимонит, форм псевдоморфы которые представляют собой полную замену кристаллов сидерита.Сидерит может быть хорошим коллекционным минералом. Он имеет достаточно разнообразных форм и цветов кристаллов, что делает коллекционирование этого минерала очень интересным.

ФИЗИЧЕСКИЕ ХАРАКТЕРИСТИКИ:

• Цвет серый, желтый, желтовато-коричневый, зеленовато-коричневый, красновато-коричневый и коричневый. Некоторые образцы демонстрируют радужную окраску, вероятно, вызванную изменением поверхности до гетита.
• Lustre у некоторых образцов от стекловидного до жемчужного или шелковистого.
• Прозрачность: Кристаллы обычно полупрозрачные или практически непрозрачные.
• Кристаллическая система тригональная; бар 3 2 / м.
• Crystal Habits обычно представляют собой изогнутые ромбоэдры, которые иногда сплюснуты, чтобы казаться лопастями, а реже гребешками. Встречаются также многие агрегатные формы, такие как ботриоидные, сферические ( сферосидерит ), конкреционные, сталактитовые, венозные и землистые.
• Спайность идеальна в трех направлениях, образуя ромбы.
• Излом от раковины до неровности.
• Твердость может варьироваться от 3,5 до 4,5.
• Удельный вес составляет 3,9+ (относительно тяжелый)
• Штрих белый.
• Другие характеристики: Становится магнитным при нагревании, слегка вскипает при контакте с сильными кислотами или с теплыми кислотами.
• Ассоциированные минералы включают железо сульфидов и кварц, церуссит анкерит, доломит гетит криолит, лимонит, барит пирит и сфалерит.
• Примечательные проявления многочисленны, включая горы Гарц, Германия; несколько шахт в Корнуолл, Англия, а также Перу; Биера Байша, Португалия; Татаси, Боливия; Минас-Жерайс, Бразилия; Лотарингия, Франция; Богемия, Чехия; Брокен-Хилл, Новый Южный Уэльс, Австралия; Цумеб, Отави, Намибия; шахты Франклина , Нью-Джерси; Округ Сан-Бернардино, Калифорния; Шахта Фламбо, Ледисмит, Висконсин, Рудник Рога, Аризона и Коннектикут, США, и Рэпид-Крик, территория Юкон; Francon Quarry, Монреаль и Мон-Сен-Илер, Квебек, Канада.
• Индикаторы наилучшего поля – форма кристаллов, слабая реакция на кислоты, расщепление, цвет и плотность выше средней.

Биологический предшественник углерода диагенетического сидерита со сферической структурой в железных формациях

Значение химии и морфологии диагенетического сидерита в обломочных породах мезозойской впадины Скотия – Pe ‐ Piper – 2020 – Sedimentology

Сидерит (FeCO ₃ ) – широко распространенный второстепенный диагенетический минерал в обломочных осадочных бассейнах.Хотя эодиагенетический аутигенез сидерита хорошо известен, сидерит, образовавшийся во время диагенеза захоронения, имеет плохо изученные привычки и химический состав. Это исследование проверяет гипотезу о том, что диагенетические сидеритовые цементы в песчаниках в бассейне Скотиан на шельфе восточной Канады демонстрируют систематическую изменчивость химического состава и привычек, которые являются реакцией на перекристаллизацию и изменение состава бассейновых флюидов. Текстуры минералов определялись по изображениям в отраженных электронах, а химический состав – в основном по электронно-микрозондовым анализам.Пять химических типов сидерита идентифицируются с помощью кластерного анализа k-средних на основе количества замещения Fe на Ca, Mg и Mn. Зерна, конкреции и интракласты в песчаниках с эодиагенетическим микрокристаллическим покрытием представляют собой в основном богатый железом сидерит и местами перекристаллизованные в блочные равные кристаллы. Мезодиагенетический сидерит, богатый магнием, частично замещал эти равные кристаллы, а также зерна каркасной слюды и калиевого полевого шпата, демонстрируя текстурные доказательства сопряженного растворения-переосаждения.Тонкие богатые магнием сидеритовые ромбики (ромбы, пластинки или сидерит из семян пшеницы) выпали в осадок до и после образования зарослей кварца в геохимических микросредах. Замещение магния отражает богатые магнием пластовые воды, возникающие в результате преобразования смектита в иллит. Эквивалентный богатый кальцием сидерит встречается там, где песчаники перекрывают юрскую карбонатную банку. Поздний богатый марганцем сидерит имеет сложную структуру, напоминающую структуру руд типа Миссисипи-Валли, со сфероидальными каймами, ячеистой сеткой и концентрическим заполнением вокруг вторичных пор.Он также встречается в жилах или замещает интракласты, поздние железо-кальцитовые цементы после датирования в песчаниках, которые демонстрируют сильное растворение горячими бассейновыми рассолами. Таким образом, содержание Ca, Mg и Mn в диагенетическом сидерите в сочетании с текстурными доказательствами перекристаллизации можно использовать для отслеживания изменений в окружающих пластовых флюидах. Поведение и химический состав сидеритов, описанные в Скотинском бассейне, обнаружены во многих обломочных бассейнах, что позволяет предположить, что наблюдаемые текстуры рекристаллизации и вариации химического типа имеют широкое применение.

Рост окисления кислорода и сидерита во время события Ломагунди

Proc Natl Acad Sci U S A. 2015 26 мая; 112 (21): 6562–6567.

Науки о Земле, атмосфере и планетах

Департамент наук о Земле, Государственный университет Пенсильвании, Университетский парк, штат Пенсильвания, 16802

Отредактировано Марком Х. Тименсом, Калифорнийский университет, Сан-Диего, Ла-Хойя, Калифорния, утверждено 14 апреля 2015 г. (получено на рассмотрение 21 ноября 2014 г.)

Вклад авторов: A.Б. и Л.Р.К. разработал исследование, провел исследование и написал статью.

Значение

Эволюция богатой кислородом атмосферы Земли происходила в два основных этапа, первый из которых имел место примерно 2,4 миллиарда лет назад. После первоначального подъема кислорода данные изотопов углерода указывают на захоронение огромных количеств органического углерода и производство соответственно большого количества кислорода. Однако, если не сопровождаться дополнительным поступлением углерода, экстремальные уровни захоронения органического углерода подразумевают нефизически низкие атмосферные уровни p CO ₂ .Здесь мы предполагаем, что первоначальный рост O ₂ привел к окислению большого ранее существовавшего резервуара сидерита (FeCO ₃ ), который обеспечивал необходимый углерод для захоронения органического вещества и дальнейшего образования O ₂ , и впервые существенное накопление кислорода в атмосфере Земли.

Ключевые слова: изотопов углерода, кислород, сидерит, углеродный цикл, Великое окислительное событие

Abstract

Палеопротерозойское событие Ломагунди – интервал 130–250 миллионов лет, ок. .2,3–2,1 миллиарда лет назад, в которых по всему миру встречаются чрезвычайно обогащенные (> 10 ‰) известняки и доломиты, обогащенные ¹³ C. Высокие уровни захоронения органического углерода, подразумеваемые положительными значениями δ ¹³ C, предполагают образование огромных количеств O ₂ , а также дисбаланс щелочности, требующий чрезвычайно низких уровней выветривания. Окисление сульфидов было предложено как механизм, способный улучшить этот дисбаланс: он является мощным поглотителем O ₂ , а также источником кислотности.Однако окисление сульфидов потребляет больше O ₂ , чем может обеспечить CO ₂ , что приводит к непреодолимому дисбалансу как углерода, так и кислорода. Напротив, окисление сидерита (собственно FeCO ₃ , а также других карбонатных минералов, содержащих Fe ²⁺ ) дает в 4 раза больше CO ₂ , чем потребляет O ₂ , и является обычным, хотя часто упускается из виду – составляющая архейских и раннепротерозойских осадочных последовательностей. Здесь мы предполагаем, что после первоначального повышения содержания O ₂ в атмосфере окисление сидерита обеспечило углерод, необходимый для продолжения окисления сульфидов, захоронения органического углерода и, что наиболее важно, накопления свободного O ₂ .Продолжительность и масштабы явления Ломагунди были определены размером ранее существовавшего архейского коллектора сидерита, который был поглощен в результате окислительного выветривания. Наше предложение помогает разрешить давнюю загадку и продвигает наше понимание геологической истории атмосферного O ₂ .

Восстановление геологической истории атмосферного кислорода – одна из важнейших научных задач нашего времени (1). Уровень атмосферного кислорода ( p O ₂ ) без сомнения играл ключевую роль в эволюции системы Земля (2), оказывая большое влияние на биосферу, особенно на эволюцию многоклеточных животных (3).Поскольку нет прямого способа измерения концентрации кислорода в глубоких геологических условиях, стабильные изотопы углерода, зарегистрированные в морских известняках, являются ключевыми ограничениями (4). Углерод попадает в систему океан-атмосфера через вулканы и выветривание углеродсодержащих осадочных пород и может выходить одним из двух способов: поглощение ( i ) во время фотосинтеза и захоронение органического углерода, приводящее к образованию O ₂ и ( ii). ) реакция при выветривании и образование в океане CaCO ₃ .Запись изотопов углерода говорит нам, как углерод был разделен между этими двумя стоками: значение 0 δ ¹³ C указывает, что ~ 80% поступающего углерода было захоронено в виде карбонатного углерода и 20% в виде органического углерода. Положительные отклонения в δ ¹³ C являются необычными и указывают на то, что большая часть углерода была зафиксирована и захоронена как органический углерод, и вместе с этим было произведено большее количество O ₂ .

Следуя указаниям на первый подъем O ₂ в атмосфере (5, 6), это самый большой и продолжительный период обогащения ¹³ C в геологической летописи, известный как событие Ломагунди ().Известняки и доломиты с экстремальными значениями изотопов углерода от + 8 ‰ до более чем + 15 ‰ встречаются во всем мире (6–8) и имеют продолжительность от 128 миллионов лет (млн. Лет) до 249 млн. Лет назад. предполагают текущие возрастные ограничения (9). Высокие значения δ ¹³ C указывают на захоронение огромных количеств органического углерода и, соответственно, образование огромных количеств O ₂ . Фактически, продолжительность и величина изотопного отклонения в δ ¹³ C говорят о потоках O ₂ , настолько больших, что они бросают вызов нашему пониманию геохимических циклов.Расчеты показывают, что интегрированное производство гораздо больших количеств O ₂ , чем существует в настоящее время – или, вероятно, когда-либо существовало – в атмосфере Земли, подразумевает одновременное существование эффективных поглотителей O ₂ (10).

Изотопные данные углерода и серы архея и протерозоя. Событие Ломагунди относится к интервалу очень положительных δ ¹³ значений C (черная полоса) между 2,3 и 2,0 млрд лет (9). Предыдущий коллапс в диапазоне значений Δ ³³ S (красный и серый) указывает на повышение атмосферных уровней O ₂ от исчезающих архейских уровней впервые (5).Адаптировано с разрешения Macmillan Publishers Ltd: Nature ref. 35.

Также существует вторая, до сих пор нераспознанная проблема. Повышенные значения δ ¹³ C указывают на перераспределение поступающего углерода в пользу захоронения органического углерода. Однако, если общее количество углерода, поступающего в систему океан-атмосфера, остается неизменным, то любое увеличение потока захороненного органического углерода может происходить только за счет другого выходного потока, потока карбонатного углерода.Однако захоронение карбонатного углерода представляет собой захоронение не только углерода, но и щелочности, и, таким образом, уменьшение его величины требует соразмерного уменьшения поступления щелочности в результате выветривания. Критически важно, что значения δ ¹³ C, равные + 10 ‰, указывают на захоронение такой большой фракции органического углерода, что для его балансировки потребовалось бы уменьшение карбонатного захоронения на 90% и, следовательно, выветривание (см. Приложение SI. для расчета). Предполагая, что выветривание пропорционально p CO ₂ к 0.3 (11, 12), снижение выветривания на 90% повлекло бы за собой снижение с базового уровня p CO ₂ , составляющего 10 000 ppm, до уровня одной части на миллион. Следовательно, перед лицом таких высоких уровней захоронения органического углерода, без дополнительного источника CO ₂ или стока щелочности, потребовалось бы почти полное отключение выветривания, чтобы сбалансировать входы и выходы углерода.

Более правдоподобная альтернатива состоит в том, что во времена Ломагунди процессы, которые потребляют O ₂ и выделяют CO ₂ , компенсируют предполагаемый дисбаланс, так что p CO ₂ уровней поддерживаются и p O ₂ уровней модерируются. .Окисление осадочных сульфидов является привлекательным вариантом для смягчения сопутствующего дисбаланса, поскольку оно является мощным поглотителем кислорода (13) и, в сочетании с подкислением карбонатов, источником CO ₂ (14). Окисление сульфидов после первого подъема кислорода подтверждается данными, включая исчезновение обломочных пиритов (15, 16), появление осадочных эвапоритов (17) и обогащение хромом в осадочных породах, богатых железом, что указывает на очень кислый режим выветривания. (18).

Тем не менее, окисление сульфидов само по себе не могло полностью компенсировать дисбаланс, возникший в результате повышенного захоронения органического углерода во время события Ломагунди. Внимательное изучение уравнений. 1 – 3 показывает, что окисление пирита в сочетании с подкислением карбонатов приводит к неизбежному дисбалансу углерода и кислорода из-за стехиометрии общей реакции, которая потребляет больше кислорода, чем выделяет углерода. Для окисления 4 моль пирита требуется 15 моль O ₂ (ур. 1 ), в то время как связанное с этим подкисление карбонатов может высвободить не более 8 моль CO ₂ (уравнение 2 ). Таким образом, в целом окисление пирита расходует 15 моль O ₂ , но дает только 8 моль CO ₂ (уравнение 3 ).

4FeS ₂ + 15O ₂ + 8H ₂ O → 8H ₂ SO ₄ + 2Fe ₂ O ₃

[1]

H

H _{20005 3}

H

H _{3 SO 4 → 8CaSO 4 + 8H 2 O + 8CO 2}

[2]

4FeS ₂ + 15O ₂ + 8CaCO ₃ → 2Fe + 8CaSO ₄ + 8CO ₂ .

[3]

Однако для продолжения окисления пирита требуется захоронение 15 моль CO ₂ в виде органического углерода (уравнение 4 ) – на 7 моль больше, чем может быть получено окислением пирита в сочетании с подкислением. карбонатов.

15CO ₂ + 15H ₂ O → 15CH ₂ O + 15O ₂ .

[4]

₂ , необходимое для захоронения органического углерода, уравновешивает количество, которое может быть доставлено окислением пирита в сочетании с подкислением карбонатов (8 моль), образуется недостаточно кислорода во время захоронения органического углерода (8 моль), чтобы сбалансировать потребность в окислении пирита (15 моль), чтобы любое окисление пирита прекратилось.Следовательно, окисление сульфидов не может быть устойчивым источником углерода в геологических временных масштабах, даже в периоды сильно повышенного производства кислорода, и тем более в периоды, когда это не так (14).

Здесь мы предполагаем, что окисление сидерита (включая собственно сидерит, FeCO ₃ , а также другие карбонатные минералы, содержащие Fe ²⁺ ) обеспечило необходимое количество CO ₂ во времена Ломагунди. Сидерит – основная составляющая архейских и раннепротерозойских отложений: он чрезвычайно распространен в полосчатых железных образованиях, часто даже в большем количестве, чем оксиды железа (19).Сидерит также обнаружен в аномально высоких концентрациях в протерозойских известняках и доломитах (20), где он возникает в результате замещения Ca ²⁺ и Mg ²⁺ на Fe ²⁺ в решетке карбонатных минералов. Важно отметить, что окисление сидерита дает в 4 раза больше CO ₂ , чем требуется O ₂ . Окисление сидерита (уравнение 5 ) с последующей фотосинтетической фиксацией CO ₂ (уравнение 6 ) является чистым источником кислорода (уравнение. 7 ),

4FeCO ₃ + O ₂ → 2Fe ₂ O ₃ + 4CO ₂

[5]

4CO ₂ + 4H ₂ O 2 O + 4O ₂

[6]

4FeCO ₃ + 4H ₂ O = 2Fe ₂ O ₃ + 4CH ₂ O + 3O ₂ .

[7]

Следовательно, в принципе захоронение CO ₂ , образовавшегося в результате окисления сидерита, поскольку органический углерод может производить кислород, в 3 раза превышающий O ₂ , необходимый для окисления сидерита, с избытком окисление сульфида, окисление восстановленного корового железа и накопление свободного O ₂ (21).

Расчеты и численные результаты

Окисление сидерита способствовало бы переходному обогащению экзогенного коллектора ¹³ C двумя основными способами. Во-первых, поставкой углерода, обогащенного ¹³ C. Массивно слоистые архейские и протерозойские морские сидериты имеют средний изотопный состав углерода -0.9 ‰ (19), что на ∼4 ‰ больше, чем средний вклад выветривания. Во-вторых, окисление сидерита может повысить экзогенный δ ¹³ C за счет изменения соотношения потоков захороненного углерода органического и карбонатного происхождения в соответствии со стехиометрией окисления сидерита, сульфида и силиката железа.Рассмотрим сначала окисление сидерита, связанное с захоронением органического углерода и окисление силикатов железа (уравнение 8 ):

FeCO ₃ + 3FeSiO ₃ + H ₂ O → 2Fe ₂ O ₃ + 3SiO ₂ + CH ₂ O.

[8]

Ни O ₂ , ни CO ₂ не появляются в указанной выше реакции; он сбалансирован для обоих. На захоронение 1 моля органического углерода расходуется 1 моль CO ₂ , который поступает в результате окисления 1 моля сидерита.Четверть полученного моля O ₂ идет на окисление сидерита, а остальные 3/4 моля – на окисление силикатов железа. Окисление сидерита в сочетании с окислением силиката железа и захоронением органического углерода может, таким образом, привести к увеличению δ ¹³ C экзогенного пула без дисбаланса кислорода или углерода.

Теперь рассмотрим влияние окисления сульфида (уравнение 3 ) на углеродный цикл: кислотность, производимая окислением сульфида, нейтрализуется высвобождением кальция из известняков и силикатов, что приводит к высвобождению углерода.Нам не нужно различать прямое подкисление известняков серной кислотой (уравнение 2 ) и сернокислотное выветривание силикатов; обе реакции в равной степени приводят к чистому высвобождению диоксида углерода: первая – путем превращения карбоната в CO ₂ , а вторая – путем замены выветривания угольной кислоты сернокислотным выветриванием и, таким образом, позволяет вулканическому CO ₂ не поглощаться. Точно так же, если смотреть со стороны продукта, производство сульфата кальция делает доступным углерод, который в противном случае был бы связан с захоронением карбоната кальция.В сочетании с окислением сидерита можно записать нейтральную реакцию CO ₂ и O ₂ (уравнение 9 ):

3FeS ₂ + 6CaCO ₃ + 7FeCO ₃ + 13H ₂ O → 5Fe ₂ O ₃ + 6CaSO ₄ + 13CH ₂ O.

[9]

Мы можем использовать уравнения. 8 и 9 для построения баланса массы изотопов углерода. Мы предполагаем, что некоторая часть, α , сидерита окисляется в соответствии с формулой. 8 , а остальные (1- α ), согласно формуле. 9 . Из полученного изотопного баланса массы можно получить выражение для изотопного состава известняков как функцию потока окисления сидерита (см. SI Приложение ):

δcarbb [‰] = Fsidw [δsidw + ϵ α ′] Finw + α ′ Fsidw

[10]

, где α ′ = 137−67α. Когда поток окисления сидерита равен нулю, уравнение. 10 дает долгосрочный изотопный состав морских карбонатов 0 ‰.По мере того как чистый поток окисления сидерита увеличивается, увеличивается изотопная ценность морских карбонатов (). Для среднего диапазона значений δ ¹³ C, наблюдаемых в карбонатах, относящихся к событию Ломагунди (+ 8 ‰ < δ ¹³ C <+ 10 ‰), поток окисления сидерита между 13 Tmol / y (10 ¹² моль / год) и 35,5 мкмоль / год (пунктирные линии).

Влияние окисления сидерита и захоронения органического углерода на изотопный состав углерода пула экзогенного углерода.Рассчитано по формуле. 10 с использованием общего входящего потока углерода 50 мкмоль / год. Диапазон значений, наблюдаемых во времена Ломагунди, 8 ‰ < δ ¹³ C <10 ‰, требуется окисление 13–35,5 мкмоль / год (10 ¹² моль / год) сидерита (пунктирные линии), в зависимости от относительной доли сидерита, окисляемого вместе с сульфидом ( α = 0, синяя линия) от сидерита, окисленного вместе с FeSiO ₃ ( α = 1, зеленая линия).

Для дальнейшей оценки зависимого от времени поведения CO ₂ и O ₂ , а также для определения количеств реагентов, участвующих в событии Ломагунди, мы используем простую модель осадочных и океанических углеродных циклов. Модель включает осадочные резервуары с органическим и карбонатным углеродом, сульфатной и сульфидной серой, сидеритом и восстановленным железом. Он также включает океанические резервуары для кальция, сульфата, фосфата и щелочности, а также резервуары океана и атмосферы для углерода и кислорода.Параметры карбонатной системы (pH p CO ₂ и карбонатная насыщенность Ω) рассчитываются на каждом временном шаге. Полное описание модели и код доступны в SI Приложение . Мы установили начальные модельные условия на постулируемые условия до Ломагунди: низкий уровень сульфата (50 μ M), низкий уровень O ₂ (10 ^–5 настоящего атмосферного уровня) и высокий p CO ₂ (10 500 промилле).

Сначала мы используем модель, чтобы исследовать влияние захоронения органического углерода без сопутствующего окисления сидерита.Затем мы добавляем окисление сидерита и силикатов железа и оцениваем результирующие изменения в p CO ₂ и p O ₂ . Захоронение органического углерода на 130 млн лет. так что + 10 ‰ положительный δ ¹³ отклонение C приводит к резкому падению p CO ₂ (, сплошная черная линия). Без дополнительного поступления CO ₂ в результате окисления сидерита захоронение органического углерода потребляет больше углерода, чем может быть доставлено окислением сульфида, что приводит к резкому снижению p CO ₂ до 46 ppm.После прекращения этого воздействия, когда захоронение органического углерода перестает потреблять углерод, а окисление сульфидов начинает быстро потреблять кислород, p CO ₂ повышается до 20 × 10 ³ ppm (2 × базовый уровень модели) . Чрезвычайно низкие минимальные уровни p CO ₂ , которые приводят к этому прогону модели, предполагают, что этот сценарий неправдоподобен. И наоборот, с увеличением поступления углерода от окисления сидерита минимальные уровни p CO ₂ увеличиваются ().При низком количестве окисленного FeCO ₃ (813 Emol, 10 ¹⁸ моль) p CO ₂ уменьшается с начальных 10800 ppm до 2800 ppm (красная штрих-пунктирная линия). Окисление 1,118 эмоля FeCO ₃ приводит к более умеренному снижению p CO ₂ до 7600 частей на миллион (зеленая пунктирная линия). Увеличение количества сидерита до 1,424 эмоль FeCO ₃ приводит к тому, что p CO ₂ не уменьшается на сколько-нибудь значительную величину (сплошная синяя линия).Во всех случаях смоделированный p O ₂ существенно возрастает в связи с положительным отклонением δ ¹³ C. Минимальное смоделированное значение p O ₂ составляет 0,14 атм, или примерно две трети современного значения, что подтверждает предыдущие предложения о существенном накоплении O ₂ в связи с событием Ломагунди (13, 22).

Динамическая модель работает, имитируя событие Ломагунди. Во всех прогонах моделей, захоронение органического углерода увеличено до большого (+ 10 ‰) положительного отклонения δ ¹³ C продолжительностью 130 м.у. генерируется ( A ). С увеличением степени окисления сидерита и силиката железа ( B ) минимальные значения p CO ₂ повышаются ( C ), а пиковые значения p O ₂ снижаются ( D ). Когда захоронение органического углерода не сопровождается окислением сидерита (сплошная черная линия), дефицит CO ₂ для захоронения органического углерода приводит к снижению p CO ₂ до чрезвычайно низкого уровня 46 ppm. При небольшом количестве окисленного сидерита (красная штрих-пунктирная линия) p CO ₂ снижается до более умеренного значения 2 800 ppm; при промежуточном количестве (пунктирная зеленая линия) p CO ₂ снижается до 7600 ppm; а при большом количестве (синяя сплошная линия) p CO ₂ вообще не снижается.Во всех случаях O ₂ повышается в связи с экскурсией C. δ ¹³ C. Минимальное смоделированное значение p O ₂ составляет 0,14 атм, или примерно две трети современного значения, что предполагает значительное накопление кислорода в связи с событием Ломагунди. В целом, моделирование показывает, что, когда оно сопровождается окислением сидерита, событие Ломагунди может быть успешно выполнено, не вызывая нефизических изменений химического состава океана или атмосферы.

Мы также заносим в таблицу совокупные количества потребленных реагентов (столбцы «Потреблено» в) и произведенных продуктов (столбцы «Произведено» в) во время трех прогонов модели и представляем их вместе с оценками масс земной коры, взятыми из литературы.Для сидерита количества, необходимые для запуска явления Ломагунди, вероятно, были доступны для окисления при 2,3 млрд лет. В случае карбонатного углерода его выветривание в первых двух прогонах фактически снижено из-за более низкого значения p CO ₂ и во всех случаях рассчитанное нами количество карбоната, которое требовалось, составляет лишь небольшую часть существующего коллектора. Рассчитанная нами масса продуктов, в частности Fe ₂ O ₃ и C _org , попадает в диапазон значений, оцененных для современных размеров резервуаров.По нашим расчетам, добыча гипса составляет примерно 20% от общего современного резервуара экзогенной серы (которая, вероятно, существовала полностью в виде сульфидной серы до события на Ломагунди). Наше рассчитанное значение согласуется с данными об умеренных концентрациях сульфатов в морской воде и выпадении гипса при 2,1 млрд лет (23). Таким образом, окисление большого ранее существовавшего осадочного резервуара сидерита после подъема O ₂ в атмосфере может успешно приспособиться к существованию большого, продолжительного, положительного выброса изотопа углерода, вызванного захоронением органического углерода, без каких-либо последствий. в нефизической химии океана или атмосферы или нарушении ограничений глобального баланса массы.

Таблица 1.

Общее количество израсходованных реагентов и образованных продуктов в Эмоле (10 ¹⁸ моль), для трех прогонов модели, которые сопровождаются различными уровнями окисления сидерита

Наше предположение о том, что окисление сидерита сыграло ключевую роль в событии Ломагунди, помогает разрешить несколько загадок, связанных с его временем и продолжительностью. Было указано (4), что порядок оксигенации (на что указывает исчезновение массового независимого фракционирования изотопов серы;) и событие захоронения органического углерода (о чем свидетельствуют положительные значения δ ¹³ C 200 м.у. позже) противоположен тому, что можно было бы ожидать, если бы захоронение органического углерода было ответственным за повышение O ₂ . Наш механизм предлагает правдоподобное объяснение наблюдаемого порядка событий. Геологически медленные процессы, такие как изменения тектонического режима плит, вековое охлаждение мантии или смещение очага вулканизма, ведущее к изменениям в составе вулканического газа [среди множества предложенных механизмов (24)], вероятно, были ответственны за постепенное длительное Срок увеличения р О ₂ .Мы постулируем, что на это долгосрочное увеличение атмосферного p O ₂ был наложен импульс производства O ₂ : как только порог окисления сидерита был превышен, срабатывала положительная обратная связь, в результате чего окисление сидерита поставляло CO _{. 2} для захоронения органического углерода, который, в свою очередь, поставлял кислород для дальнейшего окисления сидерита, сульфида и силиката железа. Сидерит, вероятно, был окислен как субаэрально, где обнажился, так и в реакции с окисляющими грунтовыми водами, которые могли бы впервые проникнуть на континентальные шельфы и внутрикратонные бассейны (25).Одновременно захоронение сидерита уменьшилось бы в результате уменьшения поступления Fe ²⁺ как в результате земного выветривания, так и гидротермального воздействия. Доставка двухвалентного железа из наземных источников прекратилась бы в атмосфере с высоким содержанием O ₂ , а гидротермальные поступления восстановленного железа, вероятно, уменьшились бы в океане, несущем значительные количества сульфата (26). Окисление сидерита и захоронение органического углерода продолжалось бы до тех пор, пока резервуар сидерита не был израсходован, в масштабе времени в сотни миллионов лет.После того, как большие архейские резервуары восстановленных минералов были исчерпаны и образовались обильные окислители коры, осталось мало сидерита для подпитки захоронения органического углерода, и производство O ₂ было сокращено.

Наша модель, которая показывает начальное падение p CO ₂ (), также согласуется с возникновением ледниковых эпизодов, предшествующих событию Ломагунди. Это также согласуется с характером изменений δ ³⁴ S, которые происходят во время интервала Ломагунди.Измерения как карбонатно-ассоциированного сульфата (CAS), так и сульфата эвапорита (27) показывают увеличение δ ³⁴ S с последующим длительным снижением, которое совпадает с пиком отклонения δ ¹³ C, за которым следует на другое увеличение (). Эти тенденции были интерпретированы как отражающие баланс захоронения сульфидов и окисления сульфидов в ответ на изменение уровней O ₂ во время и после события Ломагунди (27). Наша модель согласуется с этой интерпретацией и уточняет ее.В нашей модели наблюдается первоначальное увеличение δ ³⁴ S, которое вызвано увеличением коэффициента фракционирования, связанного с увеличением концентрации сульфатов (28). Значения δ ³⁴ S затем снижаются по мере того, как большие количества относительно легкого сульфата (+ 7 ‰) попадают в океан в результате окисления сульфидов, затем снова повышаются, когда этот поток ослабевает, и, наконец, падают, когда концентрация сульфатов снижается один раз. более. В модели 14–18% всего резервуара серы окислены до сульфатов, и концентрации сульфатов в океане достигают пика в 4 мМ, что составляет ∼15% от их современного значения.После этого умеренного всплеска образования и отложения сульфатов во время Ломагундиского события, осадочный пирит δ ³⁴ S показывает, что захоронение пирита снова стало преобладающим, и это преобладание сохранялось до второго подъема кислорода в неопротерозое (29 ).

δ ³⁴ Данные S из отложений возраста Ломагунди (27). Светло-серые прямоугольники показывают значения δ ³⁴ S, измеренные в сульфате из эвапоритов (гипс и ангидрит), а темно-серые прямоугольники – δ ³⁴ S, измеренные в сульфате, связанном с карбонатом.Строки – это те же выходы модели, что и в. В модели начальное увеличение δ ³⁴ S обусловлено увеличением коэффициента фракционирования, связанного с увеличением концентраций сульфатов (28). Последующее снижение связано с поступлением легкой серы (+ 7 ‰) в результате окисления сульфидов; значения δ ³⁴ S затем снова увеличиваются по мере уменьшения этого потока и, наконец, падают, когда концентрации сульфатов снова снижаются. Моделируемые уровни сульфатов в океане достигают пикового значения 4 мМ, что составляет ~ 15% от их современного значения.

Между прочим, паттерн вариации δ ¹³ C и δ ³⁴ S противоречит двум интересным в остальном гипотезам, которые были выдвинуты в попытке объяснить событие Ломагунди. Первая гипотеза постулирует, что в ответ на повышение p O ₂ , метаногенная активность в мелководной морской области привела к созданию пулов углерода с высоким содержанием углерода ¹³ C, который затем был включен в карбонаты возраста Ломагунди (4 ).Однако в соответствии с этим сценарием связанный с карбонатом сульфат, включенный во время осаждения этих карбонатов, должен быть чрезвычайно обогащен ³⁴ S, в отличие от наблюдаемых умеренных значений δ ³⁴ S (27) – хотя контроль на Включение CAS во время осаждения карбонатов остается не совсем понятным. Более сильные аргументы могут быть сделаны против второй гипотезы, что источником обогащения ¹³ C в карбонатах возраста Ломагунди было захоронение ¹³ C-обедненных аутигенных карбонатов в других (без выборки) условиях (30).Окисление органического углерода посредством бактериального восстановления сульфата во время раннего диагенеза привело бы к осаждению аутигенных карбонатов, но в то же время также привело бы к осаждению обедненного серой пирита ³⁴ , что привело бы к соответствующему обогащению как ¹³ C и ³⁴ S в карбонатах шельфа, что противоречит наблюдаемой обратной корреляции.

Ключевым остающимся вопросом является механизм, с помощью которого углерод, образующийся в результате окисления сидерита и пирита, направлялся на продуктивность органической продукции.Увеличение поступления углерода является необходимым, но недостаточным условием для увеличения захоронения органического углерода и производства O ₂ . Дополнительные ограничения возникают из-за потребностей организмов в питательных веществах, в основном в фосфатах (31). Однако простое увеличение выветривания и доставки фосфата в океан не приведет к положительному отклонению δ ¹³ C, поскольку результирующее увеличение захоронения органического углерода будет связано с идентичным увеличением захоронения карбонатного углерода, возникающего в результате увеличения доставка щелочности.Чтобы создать большое положительное отклонение δ ¹³ C, доставка фосфата из-за выветривания должна быть отделена от доставки щелочности в океан. Выветривание с использованием серной кислоты – особенно эффективный способ мобилизации фосфора из апатита (18), позволяющий увеличить захоронение органического углерода без сопутствующей доставки щелочности, которая потребовала бы захоронения карбонатов. Дополнительным эффективным способом подачи фосфата для повышения продуктивности органической продукции является уменьшение выходного потока фосфора по сравнению с потоком органического углерода.Более эффективная реминерализация фосфата позволяет экспортировать больше органического углерода на единицу захороненного фосфата. Наша модель указывает на пятикратное увеличение отношения C: P в ходе события (от 106 до 500), что, хотя и велико, все же намного меньше значений, обнаруженных в гораздо более молодых черных сланцах (∼ 4000). Механизмы увеличения коэффициента захоронения C: P (и, следовательно, того, почему оно оставалось низким до и после события Ломагунди), все еще оспариваются (32, 33). Мы предполагаем, что комбинация двух вышеупомянутых механизмов могла иметь значение: после первоначального увеличения p O ₂ окисление сульфидов позволило увеличить доставку P одновременно с повышенной доступностью сульфата.Развитие эвксиновых (H ₂ богатых серой) придонных вод (34) способствовало мобилизации фосфатов обратно в толщу воды. Повышенная доставка фосфора вместе с более эффективным использованием фосфора позволила сохранить органическую продуктивность и захоронение органического углерода. Этот механизм был свернут после истощения сидеритовых коллекторов и сопутствующего падения уровня сульфатов (27).

Второй ключевой вопрос касается размера архейских восстановленных осадочных резервуаров, которые впоследствии подверглись окислению.Оценки неточны, так как они экстраполированы из сохранившихся объемов архейских осадочных пород и, таким образом, зависят от малоизвестных параметров, таких как площадь архейских континентов и геологическая история рециклинга отложений. Тем не менее, разумно ожидать, что сидерит и сульфид, а также другие восстановленные минералы земной коры были окислены после первоначального повышения O ₂ . Вопрос о том, сыграли ли поставка CO ₂ и кислотность из этих окисляющих веществ ключевую роль в стимулировании производства O ₂ , во многом зависит от интерпретации изотопной записи углерода.Если высокие значения содержания углерода ¹³ C являются репрезентативными для пула экзогенного углерода, и большие количества органического углерода были захоронены во время события Ломагунди, то баланс масс требует одновременного окисления больших количеств сидерита и пирита, чтобы компенсировать повышенный уровень . p CO ₂ добыча и O ₂ добыча.

В заключение мы отметим, что Гаррелс и Перри (21) в статье, предшествовавшей большей части нашего понимания докембрийской окислительно-восстановительной динамики, прозорливо подчеркнули важность окисления сидерита в определении текущего окислительно-восстановительного состояния атмосферы: – Роль окислительно-восстановительного состояния атмосферы Следует подчеркнуть окисление FeCO ₃ с образованием свободного кислорода.Уровень кислорода в нынешней устойчивой атмосфере может показаться случайным, поскольку он, по-видимому, контролируется относительным количеством сидерита в предкислородных породах ». Как только перенос углерода из сидерита в резервуар органического углерода был завершен, была создана современная окислительная атмосфера, и Земля погрузилась в свой долгий мезопротерозойский застой.

Благодарности

Мы благодарим Джима Кастинга, Честера Хармана, Ин Цуй и Джеффа Хэвига за ценные комментарии.Благодарим Ноа Планавского и анонимного рецензента за конструктивные отзывы. А.Б. благодарит Канадский институт перспективных исследований за постдокторскую стипендию, предоставленную в рамках Программы развития земных систем. L.R.K. благодарит за поддержку Институт астробиологии Национального управления по аэронавтике и исследованию космического пространства, Программу геобиологии и низкотемпературной геохимии Национального научного фонда США и Канадский институт перспективных исследований.

Список литературы

7. Мележик В.А., и др. 2013. Палеопротерозойское возмущение глобального углеродного цикла: изотопное событие Ломагунди-Джатули. Глобальные события и Фенноскандинавская Арктика Россия – Проект «Бурение ранней Земли» , Границы наук о Земле, ред. Мележик В.А. и др. (Springer, Берлин), Vol. 3. С. 1111–1150.

11. Уокер Дж. К., Хейс П., Кастинг Дж. Ф. 1981. Механизм отрицательной обратной связи для долгосрочной стабилизации температуры поверхности Земли. J Geophys Res 86 (C10): 9776–9782.

21. Гаррелс Р., Перри Э. 1974. Круговорот углерода, серы и кислорода в геологическом времени. Морская химия , Море: идеи и наблюдения о прогрессе в изучении морей, Эд Голдберг ED (Вили, Нью-Йорк), том 5, стр. 303–336.