硫是参与生物地球化学循环的元素（图9.8）。在此循环过程中，34 S与32 S之间会发生同位素分馏，在细菌将海洋硫酸盐还原成硫化物的过程中分馏效应最大。沉积硫酸盐记录了海水的硫同位素组成。地幔的δ34 S值接近0‰，硫酸盐结晶沉淀时，硫酸盐的还原作用优先选择32 S，于是还原态有机硫化物的δ34 S 将减少到负值（-18‰），留下的硫酸盐具有近于等量的正值（+17‰）。硫的地球化学循环主要受生物圈，尤其受生活在海洋浅水域的硫酸盐还原细菌的控制。溶解态离子易活动，海水又能快速混合，残留硫酸盐的δ34 S 值一般只显示有限的变化（+17‰±2‰），相对而言，海相沉积硫化物则具有较宽广的δ34 S 值范围（-5‰～-35‰）。
图9.8 硫地球化学循环的示意图
综合已测定的海相沉积硫酸盐和硫化物的硫同位素组成数据，Schidlowski等人（1983）绘制出了硫同位素成分随时代的变化图（图 9.9）。图中硫酸盐δ34 S值的变化曲线显示，其最大值（+32 ‰）见于寒武纪，最小值（+11‰）见于石炭纪和二叠纪。自 3.8 Ga 前至今，硫同位素成分变化的总趋势表现为硫酸盐δ34 S值逐渐增长和硫化物δ34 S 值相应降低。对于这种随时间变化已提出的看法是，它反映了：①由风化剥蚀区输送到海洋的硫的同位素成分变化；②从大洋-大气圈系统接受硫的沉积硫化物和硫酸盐的比例发生了变化；③海水的温度变化（Schidlowski，et al.，1983；Ohmoto and Felder，1987）。因为风化作用能使剥蚀区硫化物和硫酸盐的硫混合均匀化，如果被剥蚀的硫化物和硫酸盐的比例不同，则输入海洋的硫的同位素组成也有差别。海相硫酸盐δ34 S 值曲线随时间的波动可能就与这些因素有关。蒸发岩中硫酸盐的同位素成分应能作为海洋中细菌还原硫酸盐强度的度量。因此，自太古宙早期以来海相硫酸盐δ34 S值的增长可能应归因于海洋中硫化物相对硫酸盐的比值的增大，它或者反映硫酸盐还原细菌数量的增长，或者由于太古宙海洋具有比现代海洋少得多的硫酸盐，甚至是这两种因素耦合的结果。尽管有许多数据暗示海洋中硫酸盐还原细菌可能在2.8～3.0 Ga 前就已存在，但是至今还未找到确凿的直接证据。然而发现了在形成于 3.5 Ga 前的沉积岩层中的重晶石较之同岩层同时代的硫化物明显富集34 S的事实，完全可支持在那时硫酸盐还原细菌的存在（Condie，1989）。对于硫化物与硫酸盐δ34 S值曲线随时代相背分离的原因的另一种有趣的解释是，海洋表面的平均温度已经由太古宙的 30～50 ℃冷却到现今的温度。这种认识是根据活细菌对硫酸盐还原的实验结果得出的，实验显示出细菌还原硫酸盐的硫同位素分馏效应存在随温度升高而降低的规律（Ohmoto and Felder，1987）。
图9.9 海相沉积硫酸盐和硫化物硫同位素成分随地质时代的变化