部分矿床硫同位素组成及其特征
有关热液矿床中的硫同位素组成，已有大量文献资料(Rye ＆ Ohmoto，1974;Ohmoto ＆ Rye，1979;Ohmoto，1986;Taylor，1987;Ohmoto ＆ Goldhaber，1997)。部分内容已在本书前几版中讨论过，因此不再赘述。Sakai(1968)曾阐述了硫化物矿床δ34S的解释原理，后来Ohmoto(1972)做了进一步论证。
热液硫化物的同位素组成取决于以下几个因素:①矿物沉积其中的热液流体的同位素组成;②矿物形成的温度;③成矿期间溶解元素种类的化学组成，以及pH值和fO2因素;④流体中矿物沉淀的相对数量。第1个参数是关于硫的来源，其他3个参数则与成矿条件有关。
3.5.5.1 fO2和pH值的重要性
众所周知，酸性流体流经碳酸盐岩母岩时，会发生反应而导致pH升高。当pH=5时，所有溶解硫均为未离解的H2S;当pH=9时，则溶解的硫化物几乎全部离解。由于H2S比溶解硫化物的离子能够富集34S，因此，pH的升高将直接导致沉淀硫化物δ34S值的升高。
由于硫酸盐和硫化物之间存在较大的硫同位素分馏，因此fO2的增加对δ34S值的影响高于pH值变化带来的影响，如图3.13所示。图中所示曲线为δ34S等值线，表明硫同位素组成在溶液－矿物系统中达到了平衡。在地质条件允许的pH和fO2范围内，闪锌矿的δ34S值范围介于－24‰～+5.8‰之间，重晶石的δ34S值介于0～+24.2‰之间。在fO2和pH较低的区域，硫化物的34S含量变化与δ34SΣS变化类似，并且不易受pH和fO2变化的影响。在明显含有较高硫酸盐物相、fO2值较高的区域，矿物的δ34S值则与δ34SΣS有很大不同，微小的pH或fO2变化都会导致硫化物或硫酸盐中硫同位素组成发生很大变化。不过，当发生这种变化时，硫酸盐与硫化物相对比例也必须发生相应的明显变化。
图3.13在250℃和δ34SΣS=0的条件下，fO2与pH对闪锌矿和重晶石的硫同位素组成的影响(据Ohmoto，1972，修改)
总之，对δ34S值分布的解释取决于硫来源的信息掌握，以及对矿物共生的制约温度、Eh和pH等条件的了解。如果流体的氧化态低于硫酸盐－H2S的边界，则硫化物的34S/32S比值受氧化还原反应的影响不大。
下面将分别讨论不同矿床类型的硫同位素组成特征。
3.5.5.2 岩浆矿床
岩浆矿床的特点是含有硫化物，这些硫化物来自镁铁质熔浆而非热液流体。岩浆矿床可分为贫硫(Pt族元素矿床)和富硫硫化物系统(Ni－Cu矿床)(Ripley ＆ Li，1903)。典型的实例包括Duluth、Stillwater、Bushveld、Sudbury、Norils'K等矿床。在这些矿床中大都观察到δ34S值与推测的地幔熔浆δ34S(≈0)具有较大的偏差，这显示了岩浆受到了围岩的混染作用。如果围岩的硫同位素组成与岩浆有显著差异，则δ34S值较大的分布范围一般是由围岩的同化作用导致的。
3.5.5.3 岩浆热液矿床
这类矿床与浅成岩浆侵入的空间和时间都有很大关系。它们发育于受岩浆冷却控制的热液系统内(如斑岩型矿床和矽卡岩型矿床)。根据测得的δD和δ18O数据，斑岩型铜矿床热液显示出成矿晚期的岩浆水(Taylor，1974)与各种变化的大气水之间具有密切关系。
大部分硫化物的δ34S值介于－3‰～+1‰之间，而硫酸盐的δ34S值则介于+8‰～+15‰之间(Field ＆ Gustafson，1976;Shelton ＆ Rye，1982;Rye，1905)。硫酸盐－硫化物的同位素平衡一般取决于时间。完全达到同位素平衡时，计算所得的硫酸盐－硫化物温度一般介于450～600℃之间，这与其他方法估计的温度基本一致。因此，硫同位素特征和温度信息都证明斑岩型矿床中的硫来源于岩浆。
3.5.5.4 浅成低温热液矿床
浅成低温热液矿床是形成于浅层地壳中的热液矿床。很多不同性质的矿床都属于这类矿床。典型的成矿温度一般介于150～350℃之间，且盐度变化范围较大。各矿床显示，单个矿床的成矿过程往往有一种以上的流体参与。涉及的众多流体中经常会出现大气来源流体。很多矿床中，不同的流体交替进入岩脉加快了特定矿物的沉淀，如一种流体沉淀硫化物和另外一种流体沉淀碳酸盐(Ohmoto，1986)。
与斑岩型铜矿床相比，浅成低温热液矿床的成矿温度较低，且热液流体中含有大量硫化物和硫酸盐，因此浅成低温热液矿床的δ34S值更加多变。
3.5.5.5 洋中脊的近代和古代硫化物矿床
沿东太平洋洋隆(East Pacific Rise)、胡安－德－富卡洋脊(Juan de Fuca Ridge)、Explorer洋脊，以及中大西洋洋脊(Mid-Atlantic Ridge)的海底发现了大量硫化物矿床(Shanks，2001)。这些矿床由循环高温海水与大洋地壳相互作用生成的热液形成。硫化物主要有两个来源:①火成岩和沉积围岩来源;②由于与硅酸亚铁和氧化物相互作用，或与有机物相互作用而导致的热化学还原来源。
火山气体通道中硫的作用非常复杂，但由于存在多种氧化还原状态，以及平衡程度的不确定性往往掩盖了这种影响。Styrtetal.(1981)，Arnold ＆ Sheppard(1981)，Skirrow ＆ Coleman(1982)，Kerridge et al.(1983)和Zierenberg et al.(1984)等研究表明，这些矿床中的硫相对于幔源物质(δ34S值一般介于+1‰～+5‰之间)更富集34S，这意味着还有少量额外海水来源的硫化物加入。
此外，沉积覆盖的热液系统中释放的硫化物还可能携带有细菌还原来源的硫化物的特征。单一的δ34S值可能无法区分不同的硫来源。不过，高精度的δ33S、δ34S、δ36S测量值可区分生物同位素分离和非生物同位素分馏(Ono et al.，2007;Rouxel et al.，2008)。与热液流体相比，生物形成的硫化物具有较高的Δ33S值。据Ono et al.(2007)对东太平洋隆起和中大西洋洋脊的硫化物的分析结果，与生物成因的硫化物相比，其Δ33S值较低，这意味着其中没有生物成因硫化物的贡献。不过，Rouxel et al.(2008)在ODP801钻孔取样的蚀变大洋玄武岩中找到了次生生物成因黄铁矿的证据。这些研究估计，至少有17%的黄铁矿的硫来自细菌还原作用。
对于古代海底硫化物矿床，Ohmoto et al.(1983)建立了另一种模型。在该模型中，H2S和硫化物受到沉积的硬石膏的缓冲，模型中的δ34S值反映了SO2－4和H2S之间由温度约束的平衡分馏。
在古代热液海底矿床分类中属于火山相关的块状硫化物矿床(massivesulfidedeposit)，其特点是含有与海底火山岩相关的块状Cu－Pb－Zn－Fe矿。它们似乎是由海底热泉在150～350℃的温度条件下形成的。块状硫化物矿床的δ34S值一般介于零和同时期海底硫酸盐δ值之间，而硫酸盐的δ值则与同时期海水的值类似或略高。根据Ohmotoe t al.(1983)的观点，成矿流体浸染状硬石膏在海水中析出，然后被二价铁和岩石中的有机碳还原。
另一类古代热液海底矿床是沉积－喷气块状硫化物矿床(sedimentary-exhalative massive sulfide deposit，简称Sedex型矿床)。这类矿床也形成于海底或未固结的海相沉积物中，但其成分与火山相关的块状矿床不同，其主要母岩岩性为海相页岩和碳酸盐岩，相关岩浆活动较弱甚至可忽略不计，并且形成深度似乎明显小于多数火山相关的块状硫化物矿床深度(>2000m)。硫化物总δ34S值变化范围远远大于火山相关的块状硫化物矿床。
硫化物呈细粒状，结构复杂，含有多世代的矿物。硫可分为两种来源:生物成因和热液成因。矿物分离方法不能确保分离的矿物只含有一种类型的硫。因此，传统的技术不能回答以下问题:多数硫来自细菌还原海水?还是来源于无机方式以及与金属在热液中反应而形成的?原地离子微探针技术可对20μm级的颗粒进行同位素分析。Eldridge et al.(1988，1993)研究显示，在贱金属硫化物和交生生长(overgrown)黄铁矿之间总体的不平衡情况下，即使毫米级距离范围内的同位素也存在着非常大的变化。因此，利用这些矿床的平均δ34S值并不能辨别出其来源，但是辅助测量Δ34S则能够区别不同的硫来源。
3.5.5.6 密西西比河谷型矿床
密西西比河谷型(Mississippi Valley Type，MVT)矿床属于浅成Zn－Pb矿床，主要产在大陆背景下的碳酸盐岩内(Ohmoto，1986)。
MVT矿床往往具有如下特点:温度一般＜200℃，沉积物来自外部流体，很可能是盆地卤水。MVT矿床的硫同位素值表明有两种主要的硫化物矿藏:一种是同位素组成介于－5‰～+15‰之间的，另一种是>+20‰的(Seal，1906)。不过，这两种硫化物矿藏都与普通海水硫酸盐来源有关，它们经历了不同的硫同位素分馏作用。硫酸盐还原类型分为生物还原和非生物热化学还原两种。较高的δ34S值揭示了与海水硫酸盐热化学还原有关的最低的分馏(Jones et al.，1996)。
3.5.5.7 生物成因矿床
根据δ34S值来鉴别矿床中是细菌硫酸盐还是热硫酸盐还原是非常复杂的。辨别这两种类型的最佳标准为δ值在矿物内部分布。如果单个硫化物颗粒在仅为几毫米的范围内，其δ34S显示出极大的、不规则的差异，则可以推断来其源于细菌硫酸盐还原(34S含量的不规则变化是由细菌在有机物单个颗粒周围的还原性微环境内生长导致的)。与此相反，热硫酸盐还原需要外部流体提供较高的温度，这与封闭系统的细菌还原环境是不一致的。
有两种生物成因的典型矿床———科罗拉多高原(Colorado Plateau)的“砂岩型”铀矿(Warren，1972)和中欧的含铜页岩(Kupferschiefer)(Marowsky，1969)，尽管热硫酸盐还原发生在含铜页岩底部，但其内部硫同位素变化符合细菌还原的预期模式，并且生物形成的属性也被其他地质观察结果所证实(Bechtel et al.，2001)。
3.5.5.8 变质矿床
一般认为，变质作用能够降低硫化物矿床中的硫同位素变化范围。重结晶作用、从液相和气相中释放硫(如黄铁矿分解为磁黄铁矿和硫)，以及在高温下的扩散作用都能减小初始硫同位素的不均匀性。
然而，区域变质硫化物矿床的研究(Seccombe et al.，1985;Skauli et al.，1992)表明，几乎没有发现在矿床范围内存在明显的同位素均一化的证据，只有在特殊的地质条件和局部地区发现同位素的明显变化，这种变化是由诸如流体流态和构造等因素引起的。因此，变质过程中仅发生有限程度的均一化作用(Cook ＆ Hoefs，1997)，但由于受同位素原生分布特征和分带模式的影响，其均一化程度变得模糊而难以辨别。
个旧矿田主要矿床类型硫同位素组成和分布如图3.12 所示。不同类型矿石有所差异，其中变火山岩型矿床硫同位素组成较为均一，δ34S值集中分布在-1.5‰～＋4‰范围，并在-1‰、＋1‰和＋3‰附近出现了三个明显的峰值；层状锡石-硫化物型矿床δ34S值具有两个峰值，分别出现在-2‰和＋1‰附近；东西向断裂带脉状铅锌（银）矿床相对富集重硫，δ34S值在＋4‰附近较为集中；花岗岩接触带型矿石硫同位素组成具有多峰特征，δ34S峰值分别出现在-1‰～＋1‰、＋2‰～＋3‰、＋5‰及＋6‰～＋8‰范围。另据电气石细脉带型矿床硫同位素测定（康玉廷，1984），δ34S值也具有多峰性，峰值分别为0、＋2‰和＋8‰附近。
个旧矿田硫同位素组成的多峰性特征及不同类型矿石硫同位素组成的差异，不仅显示了硫的多来源，也反映了不同类型矿石在形成环境、形成条件甚至成因上的差别，具典型后生成矿特征或受到后生成矿作用改造的矿床类型，如东西向断裂带脉状铅锌（银）矿床、电气石细脉带型矿床及花岗岩接触带型矿床中均出现了一个甚至多个富重硫的δ34S峰值，其硫的来源主要与个旧组膏盐层中硫的热还原有关。除东西向断裂带脉状铅锌（银）矿床外，其他类型矿床δ34S最高峰值都出现在0附近，但范围略有不同，考虑到个旧成矿流体中普遍富含 的特点（邓贵安，1998），以及流体中 比值的相应变化对硫化物δ34S值的制约因素（表3.1），并不能肯定这部分硫一定是来自深源或岩浆源，以δ34S∑S＝0和T＝200℃条件为例，随着 比值由1/9→1→9变化，所形成的闪锌矿和方铅矿的δ34S分别由-30‰→-17.4‰→-4.4‰和由-33.3‰→-20.5‰→-7.7‰变化，该值域显然与个旧矿田硫同位素的值域不符，因此，作者认为集中在0附近的硫同位素组成是多源硫混合与均一化的结果，其中三种最主要的来源可能是岩浆硫、海水硫和个旧组地层中的膏盐层，而T、pH和 等物理化学参数是矿物硫同位素组成的重要制约因素。
图3.12个旧矿田硫同位素组成直方图
1.黄铁矿；2.磁黄铁矿；3.方铅矿；4.铁闪锌矿；5.黄铜矿；6.辉铜矿；7.辉钼矿；8.毒砂
A.个旧组卡房段地层；B.东西向断裂带内的脉状银铅锡矿石；C.花岗岩接触带矽卡岩型矿石；D.变火山岩型矿石；E.层状锡石-硫化物型矿石
动态成矿作用与找矿
（据Ohmoto，1972）
个旧组卡房段地层两件黄铁矿样品δ34S值平均为＋11.06‰，明显富重硫，其硫的来源与个旧组膏盐层或海水硫的热还原有关。世界海洋中，中三叠世蒸发碳酸盐岩δ34S平均值为＋20‰。Ohmoto研究证实，δ34S值为＋20‰的海水硫酸盐，在温度大于250℃时，经无机热还原作用，其δ34S峰值位于＋5‰～＋15‰范围（Ohmoto et al.，1982）。硫酸盐的热还原，反应至少在100℃以上才能进行（Machel，1987），因此，个旧组卡房段地层富重硫的硫化物应属热液活动的产物。
硫同位素地球化学研究是推断矿床硫的来源，进而划分成矿类型的依据之一。以往多采用简单的统计类比，以假设硫化物硫同位素组成δ34S值等同于成矿热液硫同位素组成δ34SΣS为前提，将未知成因矿床的硫化物δ34S值与自然界各地质体δ34S的统计分布进行简单比较，凡δ34S变化小且近零值的矿床，为岩浆热液矿床;凡δ34S值变化大且偏离零值的矿床，则为生物沉积成因。酒井(Sakai)首先对上述假设提出异议，指出矿物δ34S值不一定等于沉淀区矿物的热液δ34SΣS值，而受热液温度和pH的影响。大本(Ohmoto，1972)进一步推算了热液δ34S值及其物理化学性质对矿物δ34S值的函数关系式，并首创logfO2-pH-δ34S图解应用于实际，把关于成矿机理的热化学解释与硫同位素地球化学研究有机结合起来，从而揭示成矿过程与矿物δ34S变异的本质联系。
一、盘龙铅锌矿床硫同位素分布特征
对矿区不同矿石类型、不同矿化阶段的硫化物和硫酸盐进行了硫同位素测定(表5-13)，结果表明，硫同位素从-21.0至+26.4，变化范围较宽。其中，黄铁矿的硫同位素组成为-21.0～+4.9，闪锌矿的硫同位素组成为-7.1～+7.7，方铅矿的硫同位素组成为-7.2～-1.5，重晶石的硫同位素组成为+17.3～+26.4。黄铁矿的硫同位素组成从早到晚由+2.5～+3.0到-17.9～-21.0，有明显降低趋势，这反映出黄铁矿形成时物理化学环境变化较大，并且是从还原环境到氧化环境(Ohmoto，1972)。
黄铁矿和闪锌矿共生矿物对的硫同位素关系为δ34S黄铁矿<δ34S闪锌矿，为硫同位素非平衡特征;重晶石和黄铁矿共生矿物对虽然显示δ34S重晶石>δS34黄铁矿，但计算硫同位素平衡温度为75℃左右，远远小于矿物包裹体均一温度，表明这两种矿物硫同位素未达到同位素平衡。上述两种矿物对表明，矿区硫同位素未达到同位素平衡，硫化物和硫酸盐的硫同位素组成是在非平衡条件下形成的。
表5-13 盘龙铅锌矿硫同位素组成(‰)
注:本书资料的样品测试单位为国土资源部同位素实验室。
根据野外和镜下观察，盘龙铅锌矿床出现闪锌矿+黄铁矿+黄铜矿+辉铜矿+斑铜矿和重晶石+黄铁矿+方铅矿+闪锌矿矿物组合。在温度为250℃时，矿床氧逸度、pH值空间位置对应的黄铁矿和重晶石的硫同位素组成及其变化范围见图5-21。从硫同位素组成及变化范围可以看出，在δ34SΣS为0时，相应地黄铁矿的硫同位素组成可以从+3～-25.2，重晶石的硫同位素可以从0～+25.2，事实上，矿床形成的物理化学环境可以使黄铁矿和重晶石的硫同位素有14的变化(图5-21中细脉区)，而黄铁矿的硫同位素变化幅度为25.9。特别是重晶石铅锌矿石中的黄铁矿和重晶石矿物对中的黄铁矿的硫同位素组成为-17.9，对应的重晶石硫同位素组成应是7.3，而不是26.4，因此，盘龙铅锌矿床硫同位素组成是在非平衡条件下形成的，很可能是一组低值硫同位素来源(岩浆)与一组高值硫同位素来源(海水)混合而成(图5-22)。
图5-21 盘龙铅锌矿床温度为250℃时lgfO2-pH-δ34Si等值线图(原图引自Ohmoto，1972)
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图5-22盘龙铅锌矿床温度为250℃时lgfO2-pH-δ34Si等值线图(原图引自Ohmoto，1972)|图中阴影部分是矿石沉淀区域，箭头方向指可能的混合方向二、下雷锰矿床硫同位素分布特征
下雷锰矿区锰矿层、夹层、顶底板围岩中黄铁矿的硫同位素组成见表5-14，由表可知，矿区δ34S值为-32.6～+32.2，具有变化范围大的特点，沉积围岩从深到浅，黄铁矿的δ34S值由小到大，如2分层为-24.2，3分层变为-5.7～4.8，夹一和夹二为7至+16.5～+0.6，10分层到16分层，δ34S值为+6.4～+19.3。矿体Ⅰ矿层由下部到上部，δ34S值为-32.6～+31.6，然后到+7.9;Ⅱ矿层也由下部到上部，δ34S值由+24.5～+32.2，然后降到-7.1;Ⅲ矿层，由下部到上部，δ34S值由+6.4～19.3，然后降到6.4。
矿体Ⅰ和Ⅱ矿层δ34S值由小到大可以解释为是SO2-4封闭系统δ34S动力分馏的结果，但是不能解释δ34S值由大到小的规律，据此，还需要进一步探讨。
1.下雷锰矿床形成的物理化学条件
下雷Ⅰ、Ⅱ矿层矿物组合为菱锰矿、蔷薇辉石、锰辉石、磁铁矿、赤铁矿、阳起石等矿物，矿床形成的氧逸度可从磁铁矿-赤铁矿组合中求出，其化学反应式为:
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表5-14 下雷锰矿硫同位素(δ34SV-CDT)组成(‰)
(据茹廷锵等，1992)
lgfO2=lgk1(k1为平衡常数，下同)
Ⅰ、Ⅱ矿层的二氧化碳逸度可从菱锰矿-蔷薇辉石-石英矿物组合求出:
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硫逸度可从锰矿物稳定场求出:
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在知道lgfCO2、T时，可以用lgfCO2-T-pH图解求出pH值(徐文炘，1991)。下雷Ⅰ、Ⅱ矿层蔷薇辉石的形成温度为250℃，采用ＲipleyE和Ohmoto(1977)给出的热力学数据可获得Ⅰ、Ⅱ矿层的lgfO2为-34.44，lgfCO2为0.4，lgfS2为-9，pH值约等于5.0。
2.硫的来源
沉积围岩黄铁矿的硫同位素变化规律，可用瑞利分馏进行解释(Chwarcz，1973;Ohmoto，1979)，即:
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式(4)、(5)中，δ34SSO2-4(0)为海水SO2-4原始δ34S值，F为在时间t时残留SO2-4的系数，取k1/k2为1.040～1.045时，可以得出硫化物最小的δ34S值和最大众数δ34S值，最小的δ34S值比原始δ34SSO2-4值小45;δ34S值在沉积晚期(即自沉积层的顶部)连续增大，晚期硫化物的δ34S值可能接近于δ34SSO2-4(0)值。下雷沉积地层与上述解释基本相同，表明下雷沉积地层是在浅海水或咸水参与下形成的。
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图5-23下雷锰矿床温度为250℃、δ34SΣS为+28时lgfO2-pH-δ34Si等值线图(原图引自Ohmoto，1972)|图中阴影区是矿床物理化学变化范围矿体硫的来源，根据物理化学计算，可以确定Ⅰ、Ⅱ矿层含硫原子团有较大的变化，可以从XH2S跨越到XSO2-4，溶液的硫同位素组成不等于δ34SH2S，而且硫化物的δ34S变化范围较大，与Ⅰ矿层实测硫化物的δ34S相比较，δ34SΣS为0，硫化物的δ34S可以从+3～-25.2，极差为28.2，而实际Ⅰ矿层由下部到浅部硫化物的δ34S值从-32.6到+31.6，极差为64.2，远远超出理论值，显示非平衡特征。但从中部继续往上，δ34S由+31.6变化到+4.2至7.9;Ⅱ矿层由24.5变化到-7.1，又显示出平衡特征，这样采用单一的平衡或非平衡模式只能解释部分数据，即δ34S值由大到小或由小到大，如果假设Ⅰ矿层下部到中部，成矿溶液硫同位素为非平衡模式，中部到上部为平衡模式，那么可以很好地解释Ⅰ矿层和Ⅱ矿层的硫同位素组成变化(图5-23，图5-24)。这样可估算出，Ⅰ矿层中部到上部平衡时，溶液的δ34SΣS约为+28左右，Ⅱ矿层溶液的δ34SΣS为+21。δ34SΣS为+28和+21，与海水硫同位素组成相同，表明硫的来源是海水硫酸盐。从Ⅰ矿层到Ⅱ矿层δ34SΣS值变小，表明Ⅱ矿层可能还有岩浆(或地壳深部)来源硫的加入。Ⅰ矿层下部到上部的非平衡模型，可能是两组硫源混合形成，如低值的岩浆(或地壳深部)来源硫与高值的海水硫酸盐混合。
图5-24 下雷锰矿床温度为250℃、δ34SΣS为+21时lgfO2-pH-δ34Si等值线图(原图引自Ohmoto，1972)
三、高龙金矿硫同位素分布特征
高龙金矿区硫同位素组成见表5-15。其地层中黄铁矿的δ34S值为+2.9～+13.1，极差为10.2，平均值为9.3，反映出黄铁矿是在海水硫酸盐还原作用下形成的(Ohmoto，1972)。含矿层黄铁矿的δ34S值为0.4～+15.6，平均值为9.0。硅质岩中黄铁矿的δ34S值为+1.7～+9.7，平均为+5.7。硅质岩中辉锑矿的δ34S值为-15.3～+0.1，平均为-7.3。由上述看出，从早到晚，由硅质岩中的辉锑矿到黄铁矿，再到含矿层的黄铁矿，直到地层中的黄铁矿，其硫同位素有增高趋势，表明矿床形成的物理化学条件变化较大。
高龙金矿床出现黄铁矿、闪锌矿、黄铜矿、毒砂、赤铁矿-磁铁矿、重晶石、菱铁矿、方解石、长石、白云母等矿物，因此，氧逸度下限应受磁铁矿、黄铁矿、磁黄铁矿矿物组合控制:
表5-15 高龙金矿硫同位素组成(‰)
注:资料来源为国家辉等(1992)，测试单位为沈阳矿产地质研究所实验室。
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氧逸度上限受赤铁矿-磁铁矿矿物组合控制:
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硫逸度下限可从磁黄铁矿、黄铁矿矿物组合求出:
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硫逸度上限可从毒砂、黄铁矿矿物组合求出:
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二氧化碳逸度可从菱铁矿-磁铁矿组合求出:
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在温度250℃时，lgfO2为-38.42～-34.37，lgfS2为-14.04～-12.23，lgfCO2为0.55～1.39，pH值为4.3～4.8左右。根据物理化学条件计算，硫化物的硫同位素组成也有较大的变化，假若温度为250℃时，δ34SΣS=0时，黄铁矿的δ34S最大为+3～-25.2(Ohmoto，1972)，这样可以估算出矿床的溶液δ34SΣS为+13左右，才能合理地解释矿床硫同位素组成变化(图5-25)。δ34SΣS为+13，表明矿床硫的来源可能是岩浆硫(或深源硫)与海水硫酸盐混合而成。从早期硅质岩中的黄铁矿、辉锑矿到晚期地层中黄铁矿的硫同位素组成有增高趋势的特点又可反映出，早期硅质岩及硅质岩型矿石形成时，硫源主要是地下热水带来的深源硫，因此其硫同位素组成偏于富轻硫型;到含矿层的砂泥岩型矿石及硅化砂泥岩型矿石形成时，硫源则是深源硫与海水硫酸盐混合而成;至晚期地层中黄铁矿形成时，已基本无地下热水的加入，其硫同位素组成属富重硫型，这时海水硫酸盐是硫的主要来源。
图5-25 高龙金矿温度为250℃、δ34SΣS为+13时lgfO2-pH-δ34Si等值线图(原图引自Ohmoto，1972)
四、古潭重晶石矿床硫同位素分布特征
由表5-16可以看出，古潭重晶石矿床重晶石的δ34S值变化范围为+34.7～+41.9，极差为+7.2%，具有明显的大值。与鸡笼顶、银洞子、麦根、腊梅尔斯伯格等重晶石矿床重晶石的δ34S值相比，具有变化范围较宽、正值大的特点，显示古潭重晶石矿床形成时物理化学环境变化较大。
根据重晶石沉积的化学环境和热液矿物硫同位素组成关系可以得出，古潭重晶石矿床重晶石的δ34S与δ34SΣS不同，而且δ34S可以有较大的变化，假若矿床mBa2+和mΣS值与矿液的mΣS和mBa2+值相同，可以估算出矿液的δ34SΣS约为20左右(图5-26)。δ34SΣS值为+20，表明矿液硫来源于海水。
表5-16 古潭重晶石矿硫同位素组成()
注:本书资料测试单位为国土资源部同位素实验室。
图5-26 古潭矿床温度为250℃、δ34SΣS为+20时，lgfO2-pH-δ34Si等值线图(原图引自Ohmoto，1972)
部分矿床硫同位素组成及其特征
答：从硫同位素组成及变化范围可以看出,在δ34SΣS为0时,相应地黄铁矿的硫同位素组成可以从+3～-25.2,重晶石的硫同位素可以从0～+25.2,事实上,矿床形成的物理化学环境可以使黄铁矿和重晶石的硫同位素有14的变化(图5-21中细脉区),而黄铁矿的硫同位素变化幅度为25.9。特别是重晶石铅锌矿石中的黄铁矿和重晶石矿物...
硫同位素特征
答：新老金厂矿床矿石中硫化物的硫同位素组成δ34S集中在0～-8‰之间（图4-17），较赋矿围岩富集34S（δ34S值都大于-16.9‰），且δ34S值均小于幔源岩石（δ34S=0），说明矿石中的硫受下二叠统哲斯群地层中的炭质板岩、辉绿岩和英安岩围岩中S的共同控制。表4-9 新老金矿矿床各类岩（矿）石硫...
金、银多金属矿床同位素特征
答：表2-3 冀东部分金、铜、钼矿床硫同位素特征 ①剔除 +3s样2个;②剔除 +3s样1个。 1)除胡杖子外,其余矿区硫同位素平均值的变化范围均为-6.4～+6.3,总平均值为+1.93;各矿区平均值变化范围为-1.78～+3.3,且以很小的正值为主,趋向于零点,表明硫质总体来源应具深部幔源硫特征。 2)大多数矿区的共生硫化物硫...
矿石的同位素特征
答：可以看出五凤金矿矿石硫同位素的组成比较稳定，δ34S变化范围为0‰～3.1‰，均值为1.2‰，极差为3.1‰，接近陨石硫值，反映了矿石中硫来自幔源，属于深源硫。五星山金矿矿石硫同位素组成也具有类似的特征和硫的来源(表4-2)。
硫同位素组成
答：对矿床中41件硫化物矿物的硫同位素组成分析结果（表6.1）表明，矿床中金属矿物的δ34S值变化范围较窄（－3.0‰～＋2.61‰），极差仅为5.61‰，平均值为0.05‰，塔式分布明显（图6.1）。其中毒砂、黄铁矿、磁黄铁矿和脆硫锑铅矿的δ34S平均值分别为0.73‰、0.39‰、－0.05‰和－1.26‰...
硫同位素地球化学
答：图4－10 铜陵地区矿床硫同位素组成直方图 总体上看，铜陵矿集区矿石硫同位素组成以富重硫为特征，硫的来源主要与海水硫及地层中膏盐硫的热还原有关，反映了区域性热水沉积作用的存在。天马山矿区赋矿地层中黄铁矿样品的硫同位素δ34S‰值分布在－13～－37范围，具有典型的生物硫特征，反映了硫化还原菌...
区域硫同位素特征
答：即该时期形成的矿床的硫源确应来自于地球深部，而非壳源。表 5-7 河南金银多金属矿硫同位素特征 续表 注:①河南地矿局第一调查队，河南灵宝县大湖矿区金矿详细勘查地质报告，1989。表 5-8 山东金银多金属矿硫同位素特征 续表 表 5-9 大兴安岭中段及内蒙古金银铅锌矿床硫同位素特征 ...
硫同位素特征
答：δ34S值在＋4‰附近较为集中；花岗岩接触带型矿石硫同位素组成具有多峰特征，δ34S峰值分别出现在-1‰～＋1‰、＋2‰～＋3‰、＋5‰及＋6‰～＋8‰范围。另据电气石细脉带型矿床硫同位素测定（康玉廷，1984），δ34S值也具有多峰性，峰值分别为0、＋2‰和＋8‰附近。个旧矿田硫同位素组成的...
硫同位素特征
答：成矿流体倘若是由还原层海水补给形成的，或者成矿溶液在海水还原层内排泄成矿，这种类型的块状硫化物矿床的δ34S值表现为变化范围窄，且接近于零的特点。倘若成矿流体是由氧化层海水补给的，或者在氧化层内排泄成矿，矿床硫同位素组成则以变化范围宽为特征。佛子冲矿田热水沉积成矿环境可能与前一种情况...
矿床的硫同位素组成
答：下面将分别讨论不同矿床类型的硫同位素组成特征。 3.5.5.2 岩浆矿床 岩浆矿床的特点是含有硫化物,这些硫化物来自镁铁质熔浆而非热液流体。岩浆矿床可分为贫硫(Pt族元素矿床)和富硫硫化物系统(Ni-Cu矿床)(Ripley & Li,1903)。典型的实例包括Duluth、Stillwater、Bushveld、Sudbury、Norils'K等矿床。在这些矿床中大都...
