S同位素地球化学解析

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S同位素地球化学

角砾岩的d34S值稍高，为+3.3‰ ~ +3.6‰；
而月壤的d34S值最高，为+4.4‰ ~ +8.8‰。
对于从玄武岩 → 角砾岩 →月壤34S富集的趋势，目前还无很有
说服力的解释。一种理论认为，在太阳风的影响下，粒子轰
击使32S以H2S形式逸失(Des Marais, 1983)。
三. 各类地球岩石的硫同位素组成
34S值为 34S值为
-1.3‰～-1.6‰， +1.5‰～+1.8‰，
34S值为
–而硫化物（FeS）δ
+2.6‰～+3.0‰。
2. 二 . 地外物质的硫同位素组成地外物质的硫同位素组成
碳质球粒陨石不同含硫相间存在明显的硫同位素分馏，硫酸盐δ 元素硫δ
34S值为-1.3‰～-1.6‰， 34S值为+1.5‰～+1.8‰， 34S值为+2.6‰～+3.0‰。
这一反应过程产生的同位素动力分馏 K1/K2=1.000~1.025 。即 d34S 值为 +20‰ 的海水与玄武岩反应生成的硫化物 d34S 值为 +20‰~5‰（图6.5.1d）。
2. 硫同位素的热力学平衡分馏
• 在热力学平衡状态下，不同价态的硫的同位素分
馏具有如下特征：
第四章、硫同位素地球化学
对于H2S封闭的体系，即
生成的H2S未形成金属硫化物而离开体系，那么硫化物的d34S值也是由低变高。在还原作用接近结束时，硫化物的值接近于海水硫酸盐的初始
值。
硫酸盐细菌还原过程产生的同位素分馏大小，与还原细菌的种类、还原反应速度及体系的开放与封闭程度等因素有关。

同位素地球化学(看放射性的部分)

专业委员会 2、中国地质学会—同位素地球化学专业委员会
§1 固体同位素样品实验技术简介
D/Ds=(D/Ds) 0+P/Ds(eλt -1) 87Sr/86Sr=(87Sr/86Sr) 0 +87Rb/86Sr (eλt -1)
质谱测定
定量分析（同位素稀释分析）
两个步骤： 1、化学分离 2、质谱测定
研究领域包括有两个方面： 1、同位素地质年代学 2、稳定同位素地球化学
同位素地质年代学是根据放射性同位素随时间变化的规律，测定地质体的年龄与活动历史；另外，放射性同位素的示踪，可用来研究地壳、地幔和其他星体的成因与演化；
稳定同位素地球化学是研究地质体中稳定同位素的分布及其在各种条件下的运动规律，并应用这些规律来解释岩石和矿石的形成过程、物质来源及成因等问题。
出版社
6、沈渭洲，1993，稳定同位素地质，原子能出版社
7、朱炳泉等，1998，地球科学中同位素体系理论与应用，科学出版社
……
四、我国同位素地球化学的学术团体
我国同位素地球化学的研究工作从1958年开始，目前拥有的研究人员和质谱属世界第一。
学术团体： 1、中国矿物岩石地球化学学会—同位素地球化学
同位素地球化学是研究同一元素具有2个或2个以上组成的核素。
自然界存在两类同位素：一类是放射性同位素，它们能够自发地衰
变形成其它同位素，最终转变为稳定的放射成因同位素；
另一类是稳定同位素，它们不自发地衰变形成其它同位素或由于衰变期长其同位素丰度变化可忽略不计。
在地球化学系统中，天然放射性同位素丰度的变异记载着地质作用的时间，同时它们又是地质过程有效的示中的物理化学条件等。因此，同位素地球化学在研究地球或宇宙体的成因与演化，主要包括地质时钟、地球热源、壳幔相互作用及壳幔演化、成岩成矿作用、构造作用及古气候和古环境记录等方面提供了重要有价值的信息，为地球科学从定性到定量的发展作出了重要贡献。

硫同位素地球化学特征分析

硫同位素地球化学特征分析1硫同位素特征1.1样品及测试方法本次共采集9件硫化物样品，分别挑选单矿物进行S同位素测试，样品采自野马泉矿区、尕林格矿区、卡而却卡矿区的矽卡岩及原生矿石。

硫同位素分析方法及步骤如下：选取具代表性样品，经手工进行逐级破碎、过筛，在双目镜下挑选粒度0.2～0.4mm，纯度>98%，2g以上的单矿物。

单矿物的挑选在廊坊科大完成的。

最后选500mg以上的样品送核工业北京地质研究院分析测试研究中心完成，仪器型号为Deltavplus，检测方法和依据为DZ/T0184.14-1997《硫化物中硫同位素组成的测定》。

1.2测试结果根据野马泉矿区的9个硫同位素样，共9个分析结果（表1），可以看出δ34S的值为1.5‰～4.9‰，其中集中于3.3‰～4.9‰，变化范围窄，平均值为3.73‰。

黄铁矿、黄铜矿的δ34S的特征如图2所示。

其中6件黄铁矿的δ34S变化范围为1.5‰～4.9‰，平均值为3.8‰；3件黄铜矿的δ34S变化范围为2.4‰～4.3‰，平均值为3.6‰。

黄铁矿δ34S的平均值略大于黄铜矿，符合矿物与H2S之间硫同位素的平衡分馏系数。

因此各硫化物晶出过程中矿区中的硫化物34S的分配已处于平衡状态。

2讨论2.1硫同位素特征硫同位素是矿床成因和成矿物理化学条件的指示剂，金属矿床中硫的来源主要有原生硫、地壳硫和混合硫（王奎仁等，1989）主要有3个储存库，即幔源硫(δ34S=0±3‰)、海水硫(δ34S=20‰)和沉积物中还原硫。

野马泉矿区硫同位素特征如图2所示，δ34S值为1.5‰～4.9‰，集中于3.3‰～4.9‰，变化范围窄，全是正值，偏重硫同位素。

说明硫同位素均一化水准高，而硫来源比较稳定。

根据硫化物的δ34S平均值估计成矿热液的δ34S值为3.73‰。

地幔δ34S值通常为-2‰～2‰的范围内(Thode等，1961)，大洋岛弧玄武岩硫化物δ34S值在-0.9‰～2.9‰范围内(Seal，2006)，混合岩浆硫的δ34S值范围为-2.9‰～4.9‰，并且因为地壳物质的混入使得该范围值有所提升（马圣钞，2012）。

第五章同位素地球化学-1-1详解

同位素地球化学在解决地学领域问题的独到之处：
1）计时作用：每一对放射性同位素都是一只时钟，自地球形成以来它们时时刻刻地，不受干扰地走动着，这样可以测定各种地质体的年龄，尤其是对隐生宙的前寒武纪地层及复杂地质体。 2）示踪作用：同位素成分的变化受到作用环境和作用本身的影响，为此，可利用同位素成分的变异来指示地质体形成的环境条件、机制，并能示踪物质来源。 3）测温作用：由于某些矿物同位素成分变化与其形成的温度有关，为此可用来设计各种矿物对的同位素温度计，来测定成岩成矿温度。另外亦可用来进行资源勘查、环境监测、地质灾害防治等。
达到同位素交换平衡时共存相同位素相对丰度比值为一
常数，称分馏系数α。例如：
1/3CaC O3+H2 O≒1/3CaC O3+H2 O
16 18 18 16
（25℃，α=1.0310）
又如：大气圈与水圈之间发生氧同位素交换反应
2H 2 18O16O2 2H 2 16O18O2
(0℃:α=1.074, 25℃:α=1.006)
112，114，115，116，117，118，119，120，122，124Sn
只有一种同位素的元素：Be、F、Na、Al、P等27种。
其余大多数由2-5种同位素组成。
(二) 同位素分类
放射性同位素：
其核能自发地衰变为其它核的同位素，称放射性同位素；原子序数大于83，质量数>209 稳定同位素：原子存在的时间大于1017年；原子序数<83，质量数A＜209的同位素大部分是稳定的
稳定同位素又分重稳定同位素和轻稳定同位素。
轻稳定同位素：原子序数Z＜20（原子量小），同一种元素的各同位素间的相对质量差异较大ΔA/A≥10% ；

第五讲同位素地球化学Sm-Nd法

Sm和Nd同属稀土元素，具相似的地球化学性质，在矿物晶格中由 147Sm 经 α 衰变形成的 143Nd ，仍可维持其稳定性，而与40K衰变成40Ar和87Rb衰变成87Sr而导致矿物稳定性下降明显不同。因此，Sm-Nd同位素体系与REE的元素地球化学性质相似，具有较高的化学稳定性。研究表明，即使在角闪岩相-麻粒岩相高级变质条件，若没有流体作用明显参与，岩石仍能保持Sm-Nd同位素系统封闭，即获得变质岩原岩的形成年龄。
Sm-Nd等时线方程
147Sm
143Nd + + Q
147Sm = 6.54 10-12 yr-1
147Sm
T1/2=1.11011yr
143Nd
现在组成
147Sm衰变新形
初始组成
4.56 Ga
成的143Nd
143 14 4 Nd Nd Nd Nd 普通样品 143Nd/144Nd变化范围约为：0.1%，约10个单位 143 14 4
Sm-Nd等时线样品、分析精度与误差
岩浆岩造岩矿物中，辉石和长石分别具有相对较高和较低的 147Sm/144Nd 比值。其它高 147Sm/144Nd 比值的矿物有石榴石、榍石、锆石和角闪石。低147Sm/144Nd 比值的矿物有磷灰石和独居石；基性岩中常含有大量的长石和辉石(角闪石 )，因此适用于Sm-Nd法同位素体系定年。
研究意义： 1)获得陨石(地球)的形成年龄； 2)检验Sm-Nd 同位素体系的封闭性； 3)验证147Sm or whole-rocks and minerals from the basaltic achondrite Juvinas. Nd isotope ratios are affected by the choice of normalising factor for mass fractionation. Data from Lugmair et al.(1975)

南京大学同位素地质学-14Os同位素演化-Os同位素地球化学剖析

壳源物质由俯冲再循环作用而返回地幔，将放射成因锇同位素带入地幔。
那么，壳-幔分异和地壳再循环对地幔锇同位素组成的演化影响如何?
尽管目前各种地球物质的精确Re-Os丰度数据积累不多，但从Re-Os地球化学性质可以预见，在壳-幔分异作用中：
➢Os是残留在地幔的相容元素，在分异出来的地壳物质中，元素Os含量较之原始地幔中要低得多 (可达3个数量级)
187Os/186Os=0.802±0.049
因此，地球原始值在此值附近
14.2 地幔锇同位素组成的演化（1）现代地幔和陨石的Re/Os比值
陨石
地外物质包括球粒陨石及其分异的铁陨石、玄武质无球粒陨石 (BAC) 和月岩 ;Os 的丰度变化范围很大 (10-12~10-4)，但是它们的Re/Os值几乎稳定在0.1
Re-Os元素在地壳-地幔分异过程中产生明显的分异，地壳岩石的Re/Os值明显大于地幔。如采用富集系数 f=(Re/Os)rock/(Re/Os)mantle 概念：拉斑玄武岩 f＝300
花岗岩 f＝100 (Allegre & Luck, 1980)
由于从地幔分异出来的地壳物质的Re/Os值明显大于地幔，随时间的演化，地壳物质放射成因的 187Os增加，其187Os/188Os值高于地幔物质。
那么，为什么地幔硅酸盐部分的Re-Os同位素组成，也具有陨石性质呢？难道Re、Os元素的亲铁性强度一样？
比较：整体地球Sm-Nd、Lu-Hf同位素体系具有球粒陨石性质(基本上是一个假定，基础是最早期岩石的初始同位素比值与球粒陨石接近或位于球粒陨石演化线上)；而地幔相对于整体地球是亏损的。
Re-Os等高度亲铁元素在地幔中的丰度，被认为直接与地球形成过程有关。

第四讲稳定S同位素

稳定S同位素 Stable S isotopes
• 大气降水 – 雨水中的硫主要是硫酸盐，来源复杂， δ34S 变化很大：海水、生物成因的H2S、工业生产排放的SO2以及火山喷发的硫气体组分等； – 在靠近海洋地区，大气降水的δ34S 接近于正常海水硫酸盐，被认为是来自海喷雾的硫酸盐； – 在非工业区，δ34S 在3.2-8.2 ‰范围内变化； – 在工业区，δ34S 高达15.6 ‰，这一高值与燃烧煤的硫同位素一致； – 在某些地区，尤其是干旱区，雨水中的硫酸盐也可以来自陆相蒸发岩，或者干盐湖和土壤中的硫酸盐矿物经风化被风吹扬到空气中。
0 +20
1000lnaH2
S4+
(‰)
S6+
+2 to +8 -20 to -40 -10 to -40
S-1
S
硫同位素分馏 Fractionation of S isotopes
Biologically-mediated SO4 reduction
NOTE: the bacterial reduction of sulfate occurs via kinetic fractionation larger a
What happened at 55Ma? Why might this affect marine d34S? What does it mean that variations occur on timescales shorter than 20Ma (Rt of oceanic sulfur)?
SO aH S 1.025
4 2
but a varies widely, depends on environmental conditions Use equations from previous lecture to calculate d34S of sulfate, sulfide as a function of fraction remaining.

第一部分同位素地球化学原理解析

2. 同位素分馏效应
由质子数目相同，中子数目不同的同位素原子或化合物之间物理化学性质上的差异（热力学性质，运动及反应速度上的差异等），使得它们在自然界的各种地球化学作用过程中产生了同位素分馏。根据分馏的性质和原因分为两大类型：热力学同位素分馏和动力学同位素分馏。产生同位素分馏的各种作用统称为同位素分馏效应（isotope fractionation efect）。
同位素分馏（isotope fractionation）：是指一系统中，某元素的各种同位素原子或分子以不同的比值分配到各种物质或物相中的作用。
同位素分馏系数（α）（isotope fractionation coefficient)：某一组分中两种同位素丰度之比与另一组分的相应比值之商。
AB
自然界物质的同位素交换，可以通过扩散、溶解-重新沉淀和微区化学置换等方式来实现。交换可以在均质体系中进行，也可以在非均质体系中进行。在均质体系中同位素交换速度快且容易接近或达到同位素平衡。
同位素交换及热力学同位素分馏特点
（1）同位素交换反应(isotope exchange reaction) ：
（3）Slap(Standard light Antarctic Precipitation)南极原始的粒雪样品。 δD SMOW = -55.50‰,δ18O SMOW = -428.5±1‰； D/H=(89.02±0.05)×10-6, 18O/16O=1882.766×10-6。
（4） PDB(Pee Dee Belemnite)美国卡罗莱纳州白垩系Pee Dee组中拟箭石制成的CO2，作为碳氧同位素标准。 PDB的 δ13CPDB=0‰,δ18OPDB=0‰；13C/12C=1123.72 ×10-6, 18O/16O=415.80 ×10-5。

地球化学第四讲同位素地球化学

② 同位素交换反应：就是在化学反应中反应物和生成物之间由于物态、相态及化学键性质的变化，使轻重同位素分别富集在不同分子中而发生分异，称同位素交换反应。（轻同位素易断裂）例如：大气圈与水圈之间发生氧同位素交换反应
2H 2 18O16O2 2H 2 16O18O2
(0℃:α=1.074, :α=1.006)
Geochemistry
College of geological science & engineering, Shandong university of science & technology
问题：如何用δ求解αA-B=RA/RB αA-B=RA/RB=（δA+1）/（δB+1） 4、同位素富集系数：
③ 生物化学反应：动植物及微生物在生存过程中经常与介质交换物质、并通过生物化学过程引起同位素分馏。例如：植物通过光合作用，使12C更多地富集在有机体中，因此生物成因地质体如煤、油、气等具有高的12C。生物成因的34S低。（前生物时代碳质成因？）
Geochemistry
College of geological science & engineering, Shandong university of science & technology
Creativity
Geochemistry
College of geological science & engineering, Shandong university of science & technology
元素：具有相同质子数的核素称为元素。
同位素：具有相同质子数，不同中子数的一组核
Geochemistry

同位素地球化学

δ值
研究分析表稳定同位素组成常用δ值表示，δ值指样品中某元素的稳定同位素比值相对标准（标样）相应比值的千分偏差。其公式为□δ值能清楚地反映同位素组成的变化，样品的δ值愈高，反映重同位素愈富集。样品的δ值总是相对于某个标准而言的，同一个样品，对比的标准不同得出的δ值各异。所以必须采用同一标准；或者将各实验室的数据换算成国际公认的统一标准，这样获得的δ值才有实际应用价值。比较普遍的国际公认标准为：①SMOW，即标准平均海洋水，作为氢和氧的同位素的国际统一标准；② PDB，是美国南卡罗来纳州白垩系皮狄组地层内的似箭石，一种碳酸钙样品，用作碳同位素的国际统一标准，有时也作为沉积碳酸盐氧同位素的标准； ③CDT,是美国亚利桑纳州迪亚布洛峡谷铁陨石中的陨硫铁，用作硫同位素的国际统一标准。稳定同位素实验研究表明，大多数矿物对体系（矿物-矿物）或矿物-水体系，在有地质意义的温度范围内,103ln□值与T 2成反比,T 为绝对温度。
模型③利用放射性同位素的衰变定律建立一套有效的同位素计时方法，测定不同天体事件的年龄，并作出合理的解释，为地球和太阳系的演化确定时间坐标。
根据同位素的性质，同位素地球化学研究领域主要分稳定同位素地球化学和同位素年代学两个方面。稳定同位素地球化学主要研究自然界中稳定同位素的丰度及其变化。
分馏系数
稳定同位素地球化学
稳定同位素地球化学：
同位素地球化学的一个研究领域。主要研究自然界中稳定同位素的丰度及其变化规律，并用来解决地质问题。稳定同位素包括放射衰变成因的和非放射成因的，如206Pb、207Pb、208Pb、87Sr和143Nd就是分别由238U、 235U、232Th、87Rb和147Sm放射衰变而形成的稳定同位素；而H、C、O、S的同位素如1H、2H、12C、13C、16O、 17O、18O、32S、33S、34S、36S则是天然稳定同位素。由于H、C、O、S的原子序数小于20，所以其同位素又可称为轻稳定同位素。稳定同位素丰度发生变化的主要原因是同位素的分馏作用。

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K1/K2=1.025 即形成的 H2S 可相对富 32S 达 25‰
细菌释放出还原过程中形成的 H2S
硫酸盐细菌还原过程产生的同位素分馏大小，与还原细菌的种类、还原反应速度及体系的开放与封闭程度等因素有关。
在对硫酸盐开放的环境中，如自然界的深海或静海环境，还原消耗掉的可从上覆海水中不断得到补充，使得同位素组成基本保持不变。此种环境下形成的硫化物具有相对稳定的 d34S值，K1/K2值为 1.040~1.060，即硫化物的 d34S值比海水硫酸盐的低 40‰~60‰（图6.5.1a）。
硫酸盐细菌还原过程产生的同位素分馏大小，与还原细菌的种类、还原反应速度及体系的开放与封闭
程度等因素有关。
在硫酸盐组分的补给速度低于其还原速度的封闭、半封闭环境中，由于富32S 的硫酸盐优先被还原成 H2S ，因此最初形成的硫化物的 d34S 值最低。随着还原作用的进行，越是晚期形成的硫化物， d34S 值就越高。
和正价的硫酸盐（+4价和+6价）。不同的含硫化合
物之间由于价态的不同、化学键强度的强弱不同，
会产生明显的硫同位素分馏效应。
各种硫化物和硫酸盐的稳定性和溶解度不同，如硫化物在低温水溶液中极难溶，而硫酸盐的溶解度则相当大，造成富34S硫酸盐被溶解并带走，留下富32S的硫化物，发生两者的机械分离。
0.02
硫同位素组成表示为d34S：
• 标准为迪亚布洛峡谷铁陨石中陨硫铁（CDT）。
•
自然界中硫同位素的分馏十分大， d34S 值变化
可达180‰。这与硫同位素的质量差和一系列化学性
质有关。
•
硫是一种变价元素，在不同的氧化还原条件下，
可形成负价的硫化物（-2价和-1价）、自然硫（0价）
二2.. 地地外外物物质质的的硫硫同同位位素素组组成成
月球岩石中，硫主要以硫化铁（FeS）形式存在。月球玄武岩的d34S值为-0.2‰ ~ +1.3‰；角砾岩的d34S值稍高，为+3.3‰ ~ +3.6‰；而月壤的d34S值最高，为+4.4‰ ~ +8.8‰。
对于从玄武岩→角砾岩→月壤34S富集的趋势，目前还无很有说服力的解释。一种理论认为，在太阳风的影响下，粒子轰击使32S以H2S形式逸失(Des Marais, 1983)。
一1..大大气气圈圈、、水水圈圈和和生生物物圈圈的的硫硫同同位位素素组组成成
大气中硫的来源有两种： 2人工污染源，如:
各种化石燃料燃烧后释放的 SO2 （ δ34S=-20‰ ～ +20‰）；金属硫化物矿石冶冻产生的 SO2 （ δ34S=-30‰ ～ +20‰）；石膏加工的粉尘（δ34S=+10‰～+30‰）。
质受热分解，生成H2S，从而产生硫同位素动力分馏， K1/K2=1.015。
• 例如起始物质的d34S值接近
海水硫酸盐时（+20‰），则热分解形成的 H2S 的 d34S 值为 +5‰±5‰（图6.5.1b）。
硫酸盐细菌还原过程产生的同位素分馏大小，与还原细菌的种类、还原反应速度及体系的开放与封闭
三. 各类地球岩石的硫同位素组成
1 火成岩
基性—超基性岩石的d34S值与陨石硫十分相近，变化范围很小，为±1‰。由于地壳硫的混染作用、海水蚀变作用或岩浆去气作用的影响，有些基性—超基性岩石也可能呈现较大的硫同位素组成变化（>10‰）。
1 火成岩
花岗岩和伟晶岩的 d34S 值为 13.4‰~+28.7‰ 。磁铁矿系列花岗岩 d34S 一般为正值（+1‰~+9‰），高于钛铁矿系列花岗岩的d34S值（-11‰~1‰）。
水圈中发生的氧化与还原过程相当复杂。水体中溶解硫酸盐被细菌还原成H2S，d34S值可降低0~50‰。如果反复还原—氧化—还原，则可能形成十分贫34S的H2S，
如: 捷克某地地下水中S2-的d34S值为-62‰。加拿大西部某泉水中水溶的d34S值为+25‰，而与藻类伴生的氧化菌把贫 34S的HS-氧化，使产物的d34S值为0‰。
1 火成岩
中酸性火山喷出岩的d34S值变化比相应深成岩大，且一般d34S为正值，其硫同位素组成变化与火山气中H2S和SO2的去气作用及火山喷发时海水硫的混染作用等因素有关。
2 变质岩
• 变质岩的硫同位素组成与变质岩原岩、变质作用过程中的水—岩反应和同位素交换、和变质脱气作用等因素有关。大多数变质岩的d34S值变化为-20‰~+20‰。
• 某地遭受区域变质的含硫化物石墨片岩的d34S值为-27‰，
说明它们仍保留了富有机质沉积原岩的硫同位素特征。
• 在温度>500℃的变质岩中，共生的黄铁矿—磁黄铁矿可在
毫米级至厘米级范围内达到新的同位素平衡，反映真实的
变质温度。
3 沉积岩
• 海洋沉积物中硫化物的 d34S 值通常比海水硫酸盐低 20‰~60‰。
• 细菌还原、 • 有机质分解、 • 有机还原 • 无机还原等过程
硫酸盐的细菌还原是自然界中最重要的硫同位素分馏过程。这一过程十分复杂，可分为五个步骤进行:
步骤 1
2
反应式
同位素分馏情况
细菌吸收硫酸盐
伴有 -2.8 ‰ 的动力学分馏
硫酸盐的有机结合：
SO
2 4

ATP
APS
程度等因素有关。
随着温度升高，水溶硫酸盐可与有机物发生还原反应。如 T~250℃:
硫酸盐有机还原反应的速率一般较快，硫同位素分馏很小（图 6.5.1c）。
硫酸盐细菌还原过程产生的同位素分馏大小，与还原细菌的种类、还原反应速度及体系的开放与封闭
程度等因素有关。
在玄武岩与海水相互作用中，硫酸盐还原形成黄铁矿等硫化物。如：
生物体中的硫主要赋存于蛋白质中。生物体通过同化硫酸盐还原作用来合成有机硫化合物。无论是淡水中植物还是海洋中生物，其δ34S值均比水中溶解硫酸盐的低一些。这是因为在生物体内硫酸盐还原过程存在在 +0.5‰～-4.5‰的同位素分馏。
一1..大大气气圈圈、、水水圈圈和和生生物物圈圈的的硫硫同同位位素素组组成成
二2.. 地地外外物物质质的的硫硫同同位位素素组组成成
碳质球粒陨石不同含硫相间存在明显的硫同位素分馏，硫酸盐δ34S值为-1.3‰～-1.6‰，元素硫δ34S值为+1.5‰～+1.8‰，而硫化物（FeS）δ34S值为+2.6‰～+3.0‰。
这种硫酸盐比硫化物更富32S的现象与地球上的硫同位素分馏刚好相反。这是因为在陨石中硫酸盐是通过硫与水的氧化反应形成的，动力学分馏效应使氧化产物富32S(Monster et al., 1965)。
一.大气圈、水圈和生物圈的硫同位素组成
大气中存在两种形式的硫：气溶胶中硫酸盐气态的H2S和SO2。
大气中硫的来源有两种： 1天然来源，如: 火山喷发带来的SO2或H2S（δ34S=-10‰ ～ + 10‰）；海水蒸发盐（δ34S= +20‰）；生物成因形成的H2S或有机硫（δ34S= -30‰ ～ +10‰）。
第四章、硫同位素地球化学
第一节、硫同位素组成和分馏第二节、硫同位素在地质体中的分布第三节、硫同位素地质应用
第一节、硫同位素组成和分馏
• 一、基本原理
• 二、硫同位素的分馏
一、基本原理
• 硫有4个稳定同位素（32S、33S、34S和36S）
• 元素硫
同位素 32S 33S 34S
36S
百分比（%） 95.02 0.75 4.21
第一节、硫同位素组成和分馏
• 一、基本原理
• 二、硫同位素的分馏
二、硫同位素的分馏
1、动力学分馏 2、热力学平衡分馏
1. 硫同位素的动力学分馏效应
海水硫酸盐（d34S=+20‰）以不同方式还原形成硫化物过程中的硫同位素组成分布（据Ohmoto & Rye，1979）
• 硫酸盐还原形成硫化物过程会产生显著的同位素动力学分馏，主要包括:
APS+H++Fe2+→
SO
2 3
+AMP
即
APS
与
H+和
Fe2+反应，还原形成
SO
2 3Leabharlann 和单磷酸腺苷。当形成的亚硫酸盐还没有被迅
速还原为
H2S
时，
SO
2 3
与
SO
2 4
之间可发生同位素交换
平衡，25℃时，α=1.024
有机络合的亚硫酸盐还原成 H2S：
SO
2 3

H

H 2S

H2O
有明显的动力学分馏
3 沉积岩
• 海洋沉积物中黄铁矿主要是通过细菌还原海水硫酸盐形成的，反应式如下：
• • 因此，沉积物中黄铁矿的量受硫酸根离子
浓度、有机质含量、孔隙水中Fe2+离子含量等因素控制。
3 沉积岩
• 沉积岩中硫同位素的分布主要受氧化还原作用所控制
一1..大气圈、水圈和生物圈的硫同位素组成
大气中硫同位素组成随物质来源的不同变化很大。例如: 在加拿大南部，大气δ34S值冬天高，夏天低。
其原因是冬天大气中硫的来源以化石燃烧和工业源为主，而夏天有大量富32S的生物成因硫从土壤、植被、沼泽、湖泊和湿土中释放进入大气。
一1..大大气气圈圈、、水水圈圈和和生生物物圈圈的的硫硫同同位位素素组组成成

S同位素地球化学解析

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