硫同位素地球化学特征分析
贵阳大气降水硫同位素地球化学特征
收 稿 日期（ ｃ ｉｅ ） ２ １ ． ５ ２ ，改 回 日期 （ ｖ ｓｄ ： ０ １ ０ －１ Ｒｅ ｅｖ ｄ ： ０ １０ －２ Ｒｅ ｉｅ ） ２ １ － ７ ０ ，接受 日期 （ ｃ ｐ ｅ ） ２ １ － ７ ０ Ａｃ ｅ ｔ ｄ ： ０ １０ －４ 基 金项 目：国家 自然 科 学基 金（ ０ ７ ０ ６ ４ ７ １ ０ ， ３ ３ ３ ） ４ ５ ３ ０ ， ０ ２ ０ ２ ４０ ７ ０ ９
１ ｔ ｔ ｅ ｏ ｒ ｏ ｙｏ ｒｐ ｃｌＯ ｅ ｏ ｒｐ ｙ Ｓ ｕｈ Ｃ ｉ ａ ｅ Ｉ ｔ ａｅｏ Ｏ ｅ ｎ ｌ ｙ Ｃ ｉｅｅ ａ ｅ ｙｏ Ｓ ｉｎ ｅ ， ｕ ￣ ｚ ｏ ＳａｅＫ ｙＬ ｂｏａ ｒ ｆＴｏ ｉａ ｃ ￣ｌｇ ａ ｈ ， ｏ ｔ ｈｎ Ｓ ａ ｍ＇ｔ ｆ ｃ ａ ｏｏ ， ｈｎ ｓ Ａｃ ｄ ｍ ｆ ｃｅ ｃｓ Ｇ ａｌ ｈ ｕ ｔ ｉ ｔ ｇ ｇ
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稳定同位素地球化学-碳硫同位素
氟化法
利用BrF5把Ag2S转变为SF6，特别用于测定δ33S和δ36S。
硫酸盐岩：
• • • 直接高温分解法
加入Cu2O或 V2O5与SiO2在1100 ºC分解硫酸盐，经Cu炉转变为SO2。
三酸还原法
用混合酸（HI+HCl+H3PO2）将硫酸盐还原为H2S，转化为Ag2S。
Kiba试剂还原法
用Kiba试剂（SnCl2+H3PO4）还原，获H2S，转化为Ag2S。提岩石全部硫。
辉钼矿 ＞ 黄铁矿 ＞ 闪锌矿 ≈ 磁黄铁矿 ＞ H2S ＞ 黄铜矿 ＞ S ≈ HS- 铜蓝 ＞ 方铅矿 ＞ 辰砂 ＞ 辉 铜矿 ≈ 辉锑矿 ＞ 辉银矿 ＞ S2-
• 蒸发岩（石膏）与海水SO42-之间和硫酸盐矿物 （如重晶石、石膏）之间分馏可以忽略不计。
沉积的石膏与溶液SO42-之间的同位素分馏在室温下仅 为1.65±0.12‰，相对现代海水+20‰值它们之间的差值是 可以不计的。
2）细菌厌氧发酵
细菌厌氧发酵过程产生CO2和CH4， 发酵造成的碳同位素分馏远比热解过程 大，其分馏系数 αCO2-CH4 = 1.025 ～ 1.060 温度增加分馏变小，高温时接近热解时 的分馏系数。
3）细菌还原硫酸盐（Bacterial Sulfate Reduction）
厌氧条件下硫酸盐还原细菌的还原作用是造成全 球硫循环的最重要的分馏作用。实验表明各类硫酸盐还 原细菌产生的直接同位素分馏在0～46‰之间，即分馏 系数为： αSO4-H2S = 1.000x ～ 1.046 分馏系数的大小与硫酸盐的浓度有关（Canfield and Teske, 1996)。
13C/12C
= 0.0112372 (Craig, 1957)
硫同位素地球化学
(0- 46 ‰)
(<<1‰)
1) BSR can produce Large S-isotopic fractionation. 2) Scope of fractionation is related with [SO42-] and redox conditions. (Canfield, 2001, Lyons et al., 1999)
参考标准：
NBS-122 (34S =0.3‰) NBS-122(34S =17.1‰) NBS-122 (34S =20.3‰)
GBW04414 (34S =-0.07‰), GBW04415 (34S =22.15‰)
天然物质的硫同位素组成
三、硫同位素分馏
1、热力学平衡分馏
2、动力学分馏 3S
(0.75%), 34S(4.21%), 36S(0.02%)
(MacNamara and Thode, 1950)
硫同位素组成的表示方法
34S (‰)=[(34S/32Ssample/(34S/32S) standard -1 ]×1000 33S (‰)=[(33S/32Ssample/(33S/32S) standard -1 ]×1000 36S (‰)=[(36S/32Ssample/(36S/32S) standard -1 ]×1000
第二节 硫同位素的分析方法
一、硫的提取、提纯
二、硫同位素制备 三、质谱分析
热分解制备方法
六氟化硫制备方法
EA-MS 连线分析
Laser-MS 连线分析
硫同位素标准
国际标准：CDT (Canyon Diablo Troilite)
34
V-CDT
硫同位素在地球化学异常成因研究中的应用_席明杰
本次 工 作 中, 系 统 采 集 了 乌 奴 格 吐 山 矿 区 ZK655、ZK657、ZK691、ZK694 钻 孔和垦 山异常 区 ZK0601、ZK0602 钻孔岩芯样品( 图 2) , 并对其中的 黄铁矿进行了硫同位素分析。黄铁矿硫同位素组成 测定由 国土 资 源部 同 位素 地质 重 点 实验 室 采 用 Cu2O 氧化法完成, 其基本原理是在真空系统和高温 条件下, 硫化物与 Cu2O 反应, 硫全部转化为纯净的 SO2 气体, 测定其34 S 与32 S 比值。采用 V- CD T 国际 标准, 分析精密度为 ? 0. 2 j 。Cu 等元素测定在中 国地质科学院地球物理地球化 学勘查研究所 采用
1 试验区地质概况
乌奴格吐山和垦 山试验区位于满洲里市南部 ( 图 1) 、西伯利亚地台东南外缘, 其构造单元属于西 伯利亚板块和中朝板块之间的亚洲造山带( 万天丰 等, 2004) 。地壳构造发展史上曾有元古界及下寒武 系组成的古老褶皱基底。加里东早期造山作用之后 发生裂解, 在晚古生代发育有泥盆纪至石炭- 二叠纪 地槽型沉积建造, 与邻区蒙古及俄罗斯资料对比, 应 归属外贝加尔褶皱带范围, 与我国大兴安岭褶皱带 以额尔古纳 ) 呼伦深断裂带为界。这一断裂带南延
硫同位素在地球化学异常成因研究中的应用表1满洲里市南部区域地层系统table1regionalstratuminsouthernmanzhouli界系群统组地层代号主要岩石组成新生界中生界古生界元古宙第四系白垩系侏罗系石炭系震旦系全新统更新统下统上统中统下统大磨拐河组白音高老组尼玛吐组满克头鄂博组塔木兰沟组莫尔根河组qhpal冲洪积砂砾亚砂土粉砂qhal冲积粉砂砂砾qpfgl冰水堆积泥砂砾粘土k1d砂岩砾岩粉砂岩泥岩j3b中酸性晶屑熔结凝灰岩含角砾玻屑凝灰岩流纹岩j3mn粗面岩粗面安山岩安山岩j3mk酸性熔岩凝灰熔岩j2tm安山岩安山玄武岩玄武岩c1m大理岩夹钙硅酸盐ze大理岩白云岩乌奴格吐山斑岩型铜钼矿床位于中蒙额尔古纳元古宙至早寒武世变质地体东南缘德尔布干中蒙深断裂带西北侧其围岩为印支期黑云母二长花岗岩岩基kar年龄176
新疆可可塔勒铅锌矿床形成硫铅同位素地球化学证据
新疆可可塔勒铅锌矿床形成硫铅同位素地球化学证据新疆可可塔勒铅锌矿床是世界上著名的铅锌多金属矿床之一，是中国最大的硫铅锌矿床之一。
近年来，对针对该矿床的形成机理进行了多方面的研究和探索，其中，硫铅同位素地球化学证据是早期研究中的重要内容之一。
本文将从硫铅同位素地球化学证据角度来探讨该矿床的形成机制。
在新疆可可塔勒铅锌矿床中，硫铅同位素组成较为复杂，不同矿物中的硫铅同位素比值存在着一定的差异。
研究表明，矿床中的矿物硫铅同位素组成既与原始岩石有关，也与成矿作用有关。
具体而言，矿床中的硫铅同位素比值受到了热液流体来源、温度、压力等多种因素的控制。
加之可可塔勒矿床的成矿年代背景较为复杂，该矿床的铅锌矿物形成时间跨度较大，基于硫铅同位素的研究还能对可可塔勒矿床的成矿时代和成矿作用机制等方面信息提供一定的指导和帮助。
通过研究矿床中的硫铅同位素组成，可以得出以下几点结论：首先，可可塔勒矿床的铅锌矿物形成时间跨度比较大。
硫铅同位素的研究发现，该矿床中的铅锌矿物形成的时代跨度多达3亿年以上，主要的成矿时代为志留纪晚期至泥盆纪。
同时，矿床中形成的不同铅锌矿物硫铅同位素比值也存在明显差异。
其次，可可塔勒矿床的原始矿物来源复杂。
硫铅同位素的研究发现，在可可塔勒矿床中，不同矿物中的硫铅同位素组成差异明显，显示出不同的物源来源。
可可塔勒矿床蚀变-代谢岩中的硫铅同位素组成显示出与海相变质岩的相似性，而矿床中的硫铅同位素组成则显示出热液流体的特征，表明可可塔勒矿床的矿物来源比较复杂，包括了多种物源。
最后，可可塔勒矿床的成矿作用机制主要受到热液流体的影响。
因为硫铅同位素主要受到热液流体影响，所以可以发现矿床中的硫铅同位素组成与热液流体相似。
矿床中的硫铅同位素比值显示出了明显的硫铅交换作用，这反映了成矿流体的流动和充满不同的开采空间。
总之，硫铅同位素地球化学证据为我们了解新疆可可塔勒铅锌矿床的形成机制提供了重要的信息。
实际在矿床的原始岩石、孔隙水以及古流体等多个方面的数据证明了可可塔勒矿床的成矿机制主要受到热液流体控制，这种基于硫铅同位素的研究表明新疆可可塔勒铅锌矿床的成矿机制较为复杂，需要进一步深入探索和研究。
09 硫同位素地球化学
• 实验资料证明，fO2-pH-δ34S-δ13C图解对 许多形成温度高于150℃的热液体系矿床是 合适的。但在低温热液条件下，或者当热 液的T、P、fO2、pH突然发生改变，引起 矿物快速沉淀而来不及达到平衡，或者对 于多少是处于封闭体系中形成的硫化物沉 淀，使用这种图解就必须谨慎，或许就不 可靠了。
一、同位素平衡交换作用
• 岩浆环境和250℃以上热液流体中的硫酸 盐和溶解的硫化氢、火山喷气口的二氧 化硫和硫化氢气体、热液流体中溶解的 硫化氢和沉淀的硫化物等是同位素平衡 交换的典型体系。
• 平衡条件下硫的重同位素倾向于富集在具 有较强硫键的化合物中，由高价到低价， δ34S依次降低，因此各种含硫原子团富集 34S的顺序是： • SO42-≥HSO41-＞SO32- ＞SO2＞S＞ H2S≥HS1-≥S2• 下图表示了一些含硫化合物和H2S之间的 同位素分馏曲线。
• Ohmoto提出的这种相图方法，可以称为 “大本模式”，它告诉我们，矿物的硫同位 素组成不仅反映了热液中硫同位素组成， 而且受制于热液体系的各种物理化学环 境，也就是说矿物的δ34S值并不等于热液 中的δ34S值。
• 当我们测定了同一矿区不同矿物或同种 矿物的δ34S值时，不能简单地进行算术 平均，它可能代表了不同期次热液的产 物、或者不同物化条件下的晶出。用大 本模式可以得到更准确的解释，它把矿 物稳定场和稳定同位素资料二者结合起 来了。
第九章 硫同位素地球化学
• 硫有四种稳定同位素：32S，33S，34S， 36S，其大致丰度为95.02％，0.75％，4.21 ％，0.02％。以S34S/32S来表示硫同位素的 分馏。 • 自然界硫同位素组成范围大，最重的硫酸 盐的δ34S为95‰，最轻的硫化物为-65‰。 • 硫同位素标准是CDT。
小秦岭—熊耳山地区金矿硫同位素地球化学特征
灞源
方铅矿 闪锌矿 所有硫化物 黄铁矿 方铅矿 闪锌矿 所有硫化物 黄铁矿
文峪
东桐峪
方铅矿 所有硫化物 黄铁矿
西桐峪（ 潼关）
方铅矿 所有硫化物 黄铁矿
红土岭Βιβλιοθήκη 方铅矿 所有硫化物 黄铁矿
梁干岔 小 秦 岭 金硐岔 石 英 脉 岩 杨砦峪
方铅矿 所有硫化物 黄铁矿 闪锌矿 方铅矿 黄铜矿 所有硫化物 黄铁矿 黄铜矿 方铅矿 闪锌矿 所有硫化物 黄铁矿 黄铜矿 方铅矿 所有硫化物 黄铁矿
枪马峪
灵湖 大湖
方铅矿 所有硫化物 黄铁矿 黄铁矿 闪锌矿
桐沟
黄铜矿 方铅矿 所有硫化物 黄铁矿 方铅矿 黄铜矿 所有硫化物 黄铁矿
申家窑 崤 山 半宽
方铅矿 所有硫化物
５期
付治国等： 小秦岭—熊耳山地区金矿硫同位素地球化学特征
·５ ０ ９ ·
续表 １
地区 矿床 矿床类型 矿物 黄铁矿 方铅矿 康山—星星印 闪锌矿 黄铜矿 所有硫化物 黄铁矿 红庄 石 英 蒿坪沟 脉 岩 方铅矿 闪锌矿 所有硫化物 方铅矿 黄铁矿 黄铜矿 所有硫化物 方铅矿 沙沟—月亮沟 闪锌矿 黄铁矿 所有硫化物 方铅矿 程家沟 铁炉坪 金家湾 黄铁矿 所有硫化物 方铅矿 黄铁矿 黄铁矿 方铅矿 熊 耳 山 虎沟 蚀 七里坪 青岗坪 变 岩 型 瑶沟 上宫 闪锌矿 黄铜矿 重晶石 所有硫化物 黄铁矿 方铅矿 黄铁矿 方铅矿 黄铁矿 黄铁矿 方铅矿 黄铜矿 辉银矿 所有硫化物 黄铁矿 北岭 方铅矿 所有硫化物 黄铁矿 前河 方铅矿 所有硫化物 黄铁矿 店房 爆 破 角 砾 祁雨沟 岩 型 方铅矿 黄铜矿 所有硫化物 黄铁矿 方铅矿 黄铜矿 硬石膏 所有硫化物 注： 据文献［ ４－ １ ２ ］ 资料综合。 样数 ／ 件 ５ ０ １ ３ ８ １ ７ ２ １ １ ３ １ １ ５ １ ７ １ ０ ２ ２ ９ ３ ２ １ ６ ２ １ ３ ９ ２ ３ １ ９ １ １ ４ ４ ２ ２ １ ３ ２ １ ２ １ ６ １ １ １ １ ９ ５ １ ６ １ ２ ３ １ ５ ２ １ ６ ２ ２ ９ ７ ５ ５ ５ １ ８ ５ － ３ ． ５～ ３ ． ５ ５ ７ ． ０ ５ － １ ０ ． ２～－ ０ ． ６ － １ ２ ． ５ ３～ ２ ． ８ － ２ ２ ． ２～－ ７ ． ７ － ２ ２ ． ２～ ２ ． ８ ３ ． ０～ ９ ． ２ － ６ ． ４～ ４ ． ２ ５ ． ４ ５ ． ５ － ６ ． ４～－ ９ ． ２ － ３ ． ０～ ３ ． ５ ５ － ３ ． ５～ ０ ． ６ － ２ ． ３～－ １ ． ０ ９ ． ６ １ ５ ． ３ ３ １ ４ ． ５ ２ ５ ． ０ ６ ． ２ １ ０ ． ６ ０ ． １ １ ５ ． ６ ６ ． ５ ５ ４ ． １ １ ． ３ － ９ ． ６ ６～ １ ． ８ ２ － １ ０ ． ２～－ ２ ． ２ １ １ ． ４ ８ ８ ． ０ ８ ． ５～ １ ０ ． ７ １ ． ５ １～ ５ ． １ － ８ ． ７～ ４ ． ２ － ９ ． ６ ６～ １ ． ８ ２ １ ２ ． ９ １ １ ． ４ ８ － ０ ． ５ ４～ ７ ． ０ － １ ９ ． ２ ４～ ６ ． ６ ８ － ２ ８ ． １ ７～ ７ ． ９ ２ ７ ． ５ ４ ２ ５ ． ９ ２ － ９ ． ３～－ ２ ． ４ － ８ ． ８～－ １ ． ４ － １ ０ ． ９～－ ９ ． １ － １ ４ ． ４ ６～ ６ ． ０ ２ － １ ９ ． ２ ４～ ０ ． ７ ８ ２ ０ ． ４ ８ ２ ０ ． ０ ２ ６ ． ９ ７ ． ４ － ８ ． １～ ６ ． １ － ９ ． ３～－ ６ ． ５ １ ４ ． ２ － ２ ． ２～ ７ ． ６ － ９ ． ４～ ２ ． ６ ３ ． ４～ ９ ． ８ － ０ ． ５～ ３ ． ２ － ９ ． ４～ ９ ． ８ － ８ ． １～ ５ ． ０ － １ ． ０～ ０ ． ８ １ ９ ． ２ １ ３ ． １ ９ ． ８ １ ２ ． ０ ６ ． ４ － ７ ． ４～ ７ ． ３ ２ ． ３～ ７ ． ６ － ２ ． ２～ ３ ． ２ １ ４ ． ７ ５ ． ３ ５ ． ４ 变化范围 － ０ ． ２～ ７ ． ３ － ７ ． ４～ ２ ． ９ １ ． ５～ ５ ． ２ 极差 ７ ． ５ １ ０ ． ３ ３ ． ７ 均值 ５ ． １ １ ４ ０ ． １ ７ ８ ５ ３ ． ７ ５ ５ ４ ． ６ ４ ． ０ ６ ５ ５ ． ２ ３ ６ ０ ． １ ２ ． ７ ４ ． ０ ４ － ０ ． ９ ６ ５ ５ ． ７ １ １ ． ３ ５ １ ． ４ ９ ７ － ０ ． ６ － ０ ． １ ６ ． １ ０ ． ６ ８ ３ － ７ ． ９ － ２ ． ４ － ６ ． ０ ６ ７ － ５ ． ０ ２ ２ － １ ０ ． ０ － ６ ． ９ ６ ４ － １ ４ ． ５ ３ ８ － １ ３ ． ９ ６ ． ６ ８ ５ ． ０ １ ５ － ８ ． ４ ２ ７ － １ ０ ． １ ２ ５ － ７ ． ５ ２ ９ ． ４ ３ ３ ３ ． ３ ０ ５ － １ ． １ ４ ６ － ３ ． ９ ６ ４ － ８ ． ３ ２ ４ ． ４ － ４ ． ８ － ４ ． ２ ６ － ７ ． ９ ８ － ０ ． ６ － ６ ． ７ ５ － ５ ． ８ ６ ９ － １ ３ ． ０ ３ ３ － ７ ． ３ ０ ２ ６ ． １ ７ １ － ０ ． ３ ８ ３ ５ ． ４ ５ ４ ． ７ ６ ６ － ０ ． ３ ０ ６ ７ － １ ． １ ６ ６ － １ ． ４ ８ １ ２ ． ９ － ０ ． ４ ２ ６
豫西夜长坪钼矿区矿床地质与硫同位素地球化学
矿
产
勘
查
固 ｔ 目 ｚ 口 ｓ 圆 圈 ｓ
田 囵 ｓ 圈 四 ｏ
・ 园 ｚ 囚 回 圈 ｓ
图 １ 东秦岭钼矿带地质略图（ 据黄典豪等 ， １ ９ ９ ６ ）
马超 营断 裂带 之 间。前 者将 该 区所 在 地体 与南 部 的
北 秦岭 造 山带 分 开 ¨ 。这 两 条 断 裂 带 之 间 主 要 为
一
岩性 以 中厚 层状 白云岩为 主 ， 夹 燧石 条纹 白云 岩 ； 上
段 为燧 石条 纹条 带 厚 层 状 白云 岩 。巡检 司组 ： 上 部
斑 岩应 为 成 矿 母 岩 ； 再者 ， 该区钼矿石 的 ６ ”Ｓ值 与 东 秦 岭 钼 矿 带 上 其 他 矿 床 具 有 相 似 的 硫 同 位 素 特 征 。
结 合 东 秦 岭 地 区 基 底 地 层 和 沉 积 盖 层 的硫 同位 素 组 成 特 征 ， 推 断 硫 化 物 矿 物 中 的 硫 来 自基 底 而 非 沉 积 盖 层， 并 断 定 该 区 的成 矿 物 质 来 自于 深 部 ， 伴 随 着 燕 山 期 的 岩 浆 作 用 到 达 成 矿 部 位 。 因 此 这 是 一 个 由 构 造 一 地 层一 岩 浆 一 热 液 共 同约 束 形 成 的大 型 一 超 大 型矿 床 。 关 键 词 夜 长 坪 矿 床 类 型 硫 同位 素 地 球 化 学 成 矿 物 质来 源
矿 区位 于潘 河一 马超 营 区域 性 深大 断裂西 延部 分 的南 侧 ， 褶皱构 造 总体上 呈宽 缓 的背形 和 向形 ， 区 内发育 有夜 长坪 背斜 和鸡 笼 山向斜 ； 此外 ， 近东 西 向 和北 （ 北） 东 向断 裂构 造也 很 发 育 ， 近东 西 向断裂 规 模较大， 北（ 北） 东 向断 裂 一 般 规 模 较 小 。其 中 ， 近 东西 向断裂 带与 北 （ 北） 东 向断 裂带 的交 汇部 位 ， 既 是 高热 流 渗透 的构造 薄 弱 带 ， 也 是 含 矿斑 岩 及 其 驱 动 的热液 成 矿 系统 的定 位 空 间 ， 控 制 了夜 长 坪斑 岩
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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）。
通过δ34S的范围可以
看出野马泉矿床中的硫为混合硫。
2.2成矿物质来源对比邻区的虎头崖矿区及尕林格矿区，马圣钞（2012）得到虎头崖矿区硫化物硫中的δ34S平均值为4.4‰，雷源保（2014）得出的虎头崖矿区硫化物硫中的δ34S平均值为5.2‰，孔德峰（2013）得尕林格矿区矿石中δ34S平均值为
3.53‰。
可以看出野
马泉矿区中硫化物的δ34S平均值3.73‰与邻区硫同位素化学特征相符，矿区成矿物质主要来源于深源岩浆区，成矿物质在上移过程中混
入了围岩硫。
结合区域的区域构造演化历史来看：东昆仑花岗岩的形
成与4期构造-岩浆旋回相关，其中以早古生代和晚古生代-早中生代
这两期构造-岩浆旋回为主。
在这两期构造-岩浆旋回的末期都对应着
世洋盆闭合俯冲和碰撞造山运动并伴随着岩浆混合作用与底侵作用。
野马泉矿区与成矿相关的花岗岩体是一种富硅富钾过铝质钙碱性、具
有壳幔混合特征的I型花岗岩，形成于构造-岩浆旋回的俯冲结束-碰
撞转变期，由碰撞挤压环境转向后碰撞的伸展环境该背景之下，岩体
源区经历过板状俯冲，壳幔物质混合形成母岩岩浆，而后岩浆上侵经
分异演化并最终固结成岩（另文发表）。
矿区δ34S为1.5‰～4.9‰，平均值为3.73‰，这一范围落在花岗岩类δ34S(13.4‰～26.7‰)
（郑永飞，2000）中，且与磁铁矿系列花岗类δ34S(0.6‰～9.2‰)（SealRRII，2006）接近。
丰成友（2010）对祁漫塔格地区硫同位素
研究表明，该地区与岩浆成矿关系密切的海西印支期典型斑岩型矿床
的δ34S(0.5‰～4.5‰)，矽卡岩型矿床δ34S(-2.1‰～10.1‰)，其
成矿物质主要来自岩浆岩和被交代的围岩。
野马泉铁多金属矿床成矿
物质主要来源于岩浆岩，部分来源于围岩。
2.3矿床成因本次研究还对矿区内的M13中与成矿相关的花岗闪长岩
进行LA-LCP-MS锆石U-Pb测年，得到的年龄为(220.53±0.69)Ma和(400.8±1.4)Ma（另文发表），表明矿区成岩应该有两期，即加里东
晚期和印支晚期；同时高永宝对野马泉矿区M13异常内隐伏的花岗闪
长岩和二长花岗岩进行LA-ICP-MS锆石U-Pb测年，获得的年龄分别为
(386±1)Ma和(393±2)Ma，属于早中泥盆世。
结合本区的硫同位素特征，说明在早古生代和晚古生代-早中生代这两期构造-岩浆旋回的末期矿区都有岩浆侵入，深源岩浆经历板状俯冲以及岩浆混合作用和底侵作用，这种壳幔物质混合形成的岩浆在上侵过程中经分异演化及同化混染作用与围岩发生物质交换，汲取了部分地层中的成分，并最终固结成岩。
此次研究还进行了矿石Re-Os同位素测试，得到的年龄约为230Ma，因此推测野马泉铁矿区早-中泥盆世的花岗岩可能仅仅对成矿物质进行了富集或初步成矿，主成矿还是因为形成于中-晚三叠世的花岗岩，也说明野马泉铁多金属矿床可能存有两期成矿，矿床类型为矽卡岩型矿床，与深成岩浆岩源区有密切成因联系。
3结论
（1）野马泉矿区的黄铁矿、黄铜矿的硫主要来源于硫同位素比较均一的、富重硫同位素的深源岩浆源区，成矿物质在上移过程中混入了一定的围岩硫。
（2）通过对比邻区及区域构造演化，野马泉铁多金属矿床成矿物质主要来源于经历了壳幔混合的浆岩，部分来源于围岩。
（3）野马泉铁多金属矿床是可能存有两期成矿的、与深成岩浆岩源区有密切成因联系的矽卡岩型铁多金属矿床。
硫同位素地球化学特征分析。