硫同位素地球化学
地球化学在地质年代学中的应用利用同位素定年方法
地球化学在地质年代学中的应用利用同位素定年方法地球化学在地质年代学中的应用——利用同位素定年方法地质年代学是研究地球历史和地质事件发生的时间顺序的学科。
在过去的几十年里，地球化学已经成为地质年代学中不可或缺的重要工具之一。
地球化学通过分析地球上不同元素的同位素比例，利用同位素定年方法帮助我们理解地质事件的发生时间和持续时间。
本文将介绍地球化学在地质年代学中的应用，并讨论同位素定年方法的原理和几个典型案例。
一、同位素定年方法的原理同位素即具有相同原子序数但不同质量数的元素。
同位素的存在使得我们能够利用其不稳定性进行年代测定。
同位素定年方法基于同位素的衰变速率，通过测量样品中稳定同位素与不稳定同位素的比例，推断样品的年龄。
最常用的同位素定年方法包括放射性同位素衰变法、稳定同位素比例法和同位素年龄比对法。
二、放射性同位素衰变法放射性同位素衰变法利用放射性同位素（例如铀、钾、碳）在时间上的稳定衰变来测定岩石和矿物的年龄。
通过测量样品中稳定同位素与不稳定同位素的比例，计算衰变时间，推算样品的年龄。
这种方法主要适用于岩石、矿物和有机物的年龄确定。
三、稳定同位素比例法稳定同位素比例法使用地球上不同元素的稳定同位素比例来确定地质事件的时间序列。
常用的稳定同位素包括氢、氧、碳和硫。
通过比较不同沉积岩样本中同位素的比例变化，可以确定岩石形成的时间，从而推测地质事件的年代。
该方法适用于古气候研究、古环境变化等领域。
四、同位素年龄比对法同位素年龄比对法是通过将同位素定年方法和地质年代学的基本原理相结合来确定地质事件的时间序列。
该方法基于不同地质事件中形成的岩石或矿物所含同位素的比例差异，通过与已知地质历史事件进行对比，推断地质事件的年代。
这种方法对于比较复杂的地质事件序列的年龄确定非常有用。
五、地球化学在地质年代学中的应用地球化学在地质年代学中发挥着重要的作用。
通过同位素定年方法，我们可以确定各种地质事件的年代，例如地壳运动、火山喷发和陨石撞击等。
西藏南部中白垩世的锶,硫同位素组成及其古海洋地质意义 -回复
西藏南部中白垩世的锶,硫同位素组成及其古海洋地质意义-回复西藏南部是地壳构造活跃地区之一，也是研究地球历史变迁的重要区域之一。
在这个地区，保存着丰富的古生物化石和地质记录，为科学家们研究古海洋地质提供了宝贵的资料。
其中，锶和硫同位素组成的研究，对于揭示古海洋的环境演变和地球化学循环具有重要意义。
首先，让我们了解一下锶和硫同位素的特性。
锶同位素主要包括四种，分别是^84Sr、^86Sr、^87Sr和^88Sr，其中^87Sr是一种放射性同位素，其半衰期为4.88亿年。
硫同位素主要包括四种，分别是^32S、^33S、^34S和^36S，其中^34S最为常见。
随着时间的推移，地球上的锶和硫同位素的组成会发生变化。
通过分析古海洋沉积物中的锶同位素组成，科学家们可以推断出地壳的物质来源和运动情况。
例如，高^87Sr/^86Sr比值通常意味着物质来源于大陆地壳，而低的比值则可能是来自海洋或上地壳的输出。
在古海洋地质学中，锶同位素比值的变化还可以揭示出地质时间的序列。
当然，锶同位素的研究不仅仅局限于古海洋地质领域，它还可以应用于研究地球化学循环和全球变化等方面。
硫同位素则主要用于研究生物、地球和大气系统间的相互作用。
硫同位素组成可以反映海洋中硫循环的变化情况。
硫可以以多种形式存在于海洋中，包括溶解态硫、游离态硫、硫酸盐等。
各种硫的同位素组成也会有所区别。
通过分析古海洋沉积物中的硫同位素组成，科学家们可以推断出古海洋中硫循环的变化，从而反映出古海洋的环境演变情况。
西藏南部地区的白垩世沉积物中的锶和硫同位素组成具有一定的特点。
目前的研究表明，该地区的锶同位素组成呈现出明显的时序性变化。
其中，横断山脉北部的沉积物中的锶同位素组成变化剧烈，显示出输入元素来自陆壳的特点。
而纵插山地区的沉积物中的锶同位素组成相对稳定，更可能表明输入元素来自海洋。
硫同位素组成的变化则可能反映了古海洋的氧化还原环境变化。
此外，锶和硫同位素组成还与其他地球化学元素的组成密切相关，通过对这些元素的综合研究，可以进一步揭示出古海洋中的地球化学过程和环境演化。
火山地质学中的硫氧同位素分析
火山地质学中的硫氧同位素分析火山地质学作为地球科学的一门重要学科，研究火山喷发及其与地球环境的相互作用。
而硫氧同位素分析作为一种重要的地球化学方法，在火山地质学中发挥着重要的作用。
通过分析火山岩石中的硫氧同位素组成，可以揭示火山系统的起源、形成和演化过程。
火山作为地壳内部的一种地球活动现象，其喷发过程中会释放大量的气体和岩浆。
而硫氧同位素分析方法可以追溯这些气体和岩浆的起源和来源。
硫氧同位素分析以硫同位素和氧同位素为研究对象，通过测量样品中硫同位素和氧同位素的比值，可以推断出火山物质来源的地球化学特征。
在火山地质学研究中，硫氧同位素分析可以用于揭示火山岩浆的来源和演化。
通过测量火山岩石中硫同位素和氧同位素的比值，可以确定岩浆来源于地壳还是地幔。
地壳来源的岩浆通常具有较高的硫同位素值和较低的氧同位素值，而地幔来源的岩浆则相反。
此外，硫氧同位素分析还可以对岩浆的混合和演化过程进行追踪和研究，为了解岩浆系统的形成和演化提供了重要的信息。
另外，硫氧同位素分析在火山气体研究中也具有重要的应用价值。
火山喷发过程中释放的气体中主要包含二氧化硫和水蒸气等成分。
通过测量这些气体中硫同位素和氧同位素的比值，可以推断出火山喷发的来源和机制。
例如，通过分析火山气体中硫同位素的组成，可以区分出火山气体中不同硫源的贡献。
此外，硫氧同位素分析还可以用于研究火山气体的混合和沉积过程，为理解火山喷发的演化和影响因素提供了直观的证据。
虽然硫氧同位素分析在火山地质学中具有重要的作用，但研究过程中还存在一些挑战和难点。
首先，样品的采集和分析过程需要保证样品的纯净性和代表性，避免其他因素的干扰。
其次，硫同位素和氧同位素的测量精度和准确性也对分析结果的可靠性有着重要的影响。
此外，火山地质学研究中，样品数量有限和地点分布不均等因素也会限制硫氧同位素分析的应用范围。
综上所述，硫氧同位素分析在火山地质学研究中具有重要的意义和应用前景。
通过分析火山岩石和火山气体中的硫同位素和氧同位素组成，可以揭示火山系统的起源、演化和喷发机制，为我们深入了解地球内部的火山活动提供了有力的工具和证据。
同位素地球化学在油气领域上的应用
同位素地球化学在油气领域上的应用同位素地球化学是研究地球上同位素的分布、变化和地球化学过程的一门学科。
在油气领域，同位素地球化学的应用主要体现在以下几个方面。
同位素地球化学可以用于研究油气的形成和演化过程。
通过分析油气中的同位素组成，可以确定油气的来源和成因。
例如，通过测定油气中的碳同位素比值，可以判断油气是来自海相还是陆相沉积环境，从而指导勘探工作。
同时，同位素地球化学还可以揭示油气的演化过程。
例如，通过测定油气中的氢同位素比值，可以判断油气的成熟度和演化过程，为油气勘探和开发提供重要依据。
同位素地球化学可以用于判别油气的来源和成因。
不同地质环境和沉积条件下形成的油气具有不同的同位素特征。
通过测定油气中的同位素组成，可以确定油气的来源和成因。
例如，通过测定油气中的氮同位素比值，可以判别油气的有机质来源，如海洋生物还是陆地植物。
同时，同位素地球化学还可以用于判别油气的类型和成分。
例如，通过测定油气中的氧同位素比值，可以判别油气中是否存在生物碳酸盐的组分，从而判断油气的类型和成分。
第三，同位素地球化学可以用于研究油气的运移和储集过程。
油气在地下储层中的运移和储集过程受到地质构造、岩石孔隙结构和流体作用等因素的影响。
通过测定油气中的同位素组成，可以揭示油气的运移和储集过程。
例如，通过测定油气中的氦同位素比值，可以确定油气的来源和运移路径，为油气勘探和开发提供重要依据。
同时，同位素地球化学还可以揭示油气在地下储层中的运移和储集机制。
例如，通过测定油气中的硫同位素比值，可以判断油气中硫化氢的来源和生成机制，从而揭示油气在地下储层中的运移和储集过程。
同位素地球化学还可以用于研究油气的污染和环境影响。
随着油气勘探和开发的不断深入，油气的污染和环境影响问题日益突出。
通过测定油气中的同位素组成，可以揭示油气的污染来源和迁移路径，为油气污染防治提供科学依据。
例如，通过测定地下水和土壤中的同位素组成，可以判断是否存在油气污染，从而指导油气污染防治工作。
同位素在矿床学的应用—同位素矿床地球化学
不能直接得到岩浆水的δD、δ18O值， 但通过计算能得到。
不同研究者给出的δD值和δ18O值存在 很大差别。多数认为，把与“正常”岩浆 平衡的水(原始岩浆水)δD变化范围定为40‰~-80‰，δ18O5.5‰~9.5‰是可以接受 的。
(7) 热液水
它可以是岩浆热液、大气降水热液和 变质热液等。现在所说的热液水已不具有 成因意义，它可以是岩浆来源的气液，也 可以是其它类型的水，还可以是两种及其 以上水的混合。
热液水的氢、氧同位素组成是很复杂 的，必须就具体的矿床作具体的分析。
(8) 有机水
自然界中存在一种有机水，有机水的 D/H比值通过脱水作用、脱氢作用、氧化 作用和/或交换作用而直接或间接从有机物 质、沥青、煤、油母岩、石油、天然气等 转化而来。
大气降水的δD与δ18O的关系为：
δD=8δ18O+10 大气降水的氢、氧同位素组成随纬度、 高度、气温等的改变而发生明显的变化。 因为来自大气圈水的冷凝作用基本上是一 个平衡的过程，氢、氧的同位素分馏是呈 比例的。因此大气降水的δ18O和δD之间有 线性关系。不同地区大气降水δ18O与δD方 程式略有差别。
(一) 地质流体自然类型类型
地质流体在成矿作用中都起到重要媒 介作用，从古代的矿床到现代的地热区， 从洋底经岛弧区到大陆内部，都有一系列 成矿作用出现，一些大型、超大型矿床的 形成与流体作用有密切关系。
1 地质流体自然类型 对自然界水的类型的划分有不同的依据和
原则。按水的成因类型可划分为：
海水、大气降水、初生水、同生水和建造水、 岩浆水、变质水、热液水和有机水。
热液矿物同位素组成并不代表热液的 同位素组成。
在 很 情 况 下 ， δ34S 矿 物 ≠ δ34SΣs 、 δ13C 矿 物 ≠δ13CΣc。矿液中fS2和fCO2的逸度限制了 热液矿物的δ34S、δ13C的变化范围。从富 硫、碳的溶液中沉淀的含硫、碳矿物可以 比从贫硫、碳的溶液中沉淀的矿物具较大 范围的δ34S、δ13C值。
贵阳地区夏季雨水硫和氮同位素地球化学特征
肖化 云 ，刘 丛 强 ，李 思 亮
（中 国 科 学 院 地 球 化 学 研 究 所 环 境 地 球 化 学 国 家 重 点 实 验 室 ，贵 州 贵 阳 ５５０００２）
摘 要 ：对贵 阳地区小雨 和暴雨硫 和氮同位素组成特征进行 了研究 。小 雨中硫 酸盐 ６ ｓ值 和硝酸盐 ６”Ｎ值分别为
将 阴离 子洗 脱 液分 出 １０～１５ ｍＬ，往 其 中 加 足量 ２ ｍｏｌ／Ｌ ＢａＣ１ 溶 液 ，沉淀 其 中 的 ＳＯｊ一 离子 。在 沉淀 １５ ｒａｉｎ后 ，将 混合 物 用定 量 滤纸 过 滤 。过 滤后 为 了彻 底 清除 滤 纸上 残存 的 ｃ卜， 用 足 量 的 Ｍｉｌｌｉ．Ｑ水 反 复清 洗 滤 纸 。清 洗 过 程 中可 不断 用 ＡｇＮＯ，溶液 检测 是 否 清除 干净 。清 洗 后 的滤 纸 立 即转移 至 干净 的瓷坩 埚 （事先 在 ８００ ｏＣ烘烤 ３０ ｒ ａｉｎ）中 ，并 置 于马 弗炉 中在 ８００ ℃燃烧 ４０ ｒ ａｉｎ。将 坩埚 中的 ＢａＳ０４用 Ｙａｎａｇｉｓａｗａ ｅｔ ａ１．【１刚 的 方法 热分 解 成 ＳＯ 气体 ，经真 空 系 统 纯 化 后 在 中 国科 学 院 地 球 化 学 研 究 所 环 境 地球 化学 国家 重 点实 验室 测 定 Ｓ值 （质 谱 仪 型 号 为 ＭＡＴ ２５２）。
其硫 （硫 酸盐 ）和 氮 （硝 酸 盐 和铵 盐 ）同位 素 组成 ，并 对 其进 行讨 论 。根据 这些 数 据 ，确定 两 种 不 同类 型 雨 水 中的 硫 、氮源 。
１ 采样与分 析方法
每 年 的 ６月 和 ７月 是 贵 阳地 区 的雨 季 ，这 ２个 月 雨 量 充 沛 ，而 且 基 本 上 天 天 下 雨 。 采 样 期 间 为 ２００１年 ６月 ２７日至 ７月 ８日，这 段 时间 的 降雨 量 大 多数 较小 ，一 般 小 于 ５ ｍｍ。但有 两 场暴 雨 ，分别 出 现 在 ７月 ３日和 ７日，雨 量均 大 于 １００ ｍｍ 。这 两场 暴 雨 由来 自太 平 洋 的两 场 台 风 （第 ３号 热 带 风 暴 “榴莲 ”和第 ４号 热带 风 暴 “尤特 ”）引起 。雨 水 采集 在 中 国科学 院 地球 化学 研 究所 环 境地 球 化学 国家重 点 开放 研究 实 验室 楼顶 进 行 。
同位素地球化学5
5.3.1
5.3.2 5.3.3 5.3.4
稳定同位素基础及分馏机理
氢、氧同位素地球化学 硫同位素地球化学 碳同位素地球化学
5.3.2 氢、氧同位素地球化学
➢ 5.3.2.1
➢5.3.2.2 ➢5.3.2.3 ➢5.3.2.4
自然界氢氧同位素的分馏 各种自然产状水的氢氧同位素组成 岩石中的氢氧同位素组成 氢氧同位素地球化学应用
3、封存水 大气降水和海水深循环后长期封存（不 流动）的产物，以高温和高矿化度为特征。 ❖ δD=－120‰~ － 25‰； ❖ δ18O=－16‰~+25‰
4、变质水
❖ δD=－140‰~ － 20‰； ❖ δ18O=－16‰~+25‰ ❖ 高温变质水与岩石达到同位素交换平衡，
因此，变质热液的同位素组成指示变质环 境、原岩性质和流体来源。
实验测试25℃时液相（l）和气相（v）间 氢氧同位素分馏系数为：
αl-v= (18O / 16O)l/ (18O / 16O)v=1.0029 αl-v= (D/H)l/ (D/H)v =1.017
➢由于水分子经过反复多次蒸发~凝聚过程，
使得内陆及高纬度两极地区的蒸气相（雨、 雪）中集中了最轻的水（ δ18O 、δD趋向更 大负值）；
5、原生水及岩浆水☆
❖ 来自地幔的与铁、镁超基性岩平衡的水称 为原生水；
❖
δD=－85‰~ －50‰；
δ18O=5‰~+9‰
❖ 岩浆水指的是高温硅酸盐熔体所含的水及 其分异作用形成的水 ：
❖
δD=－80‰~ －50‰；
δ18O=6‰~+10‰
5.3.2.3 岩石中的氢氧同位素组成
1、岩浆岩 2、沉积岩 3、变质岩
13第六章稳定同位素1
①同位素交换反应
•同位素交换反应:化学反应达到平衡状态时， 各物相间发生的同位素再分配现象。
例如在热液中同时沉淀方铅矿及闪锌矿，可 以写出下列同位素交换反应式：
Pb34S+Zn32S Pb32S+Zn34S 当反应达到平衡时，各矿物对中同位素组成的 比值将为一常数，其平衡常数 K 为：
在共生矿物中34S一般富集于健能较强的矿物 中，硫化物富集重硫同位素（34S）的顺序为： 辉钼矿→黄铁矿→闪锌矿→磁黄铁矿→黄铜矿 →硫镉矿→方铅矿→辰砂→辉铜矿→辉锑矿→ 辉铋矿→辉银矿。
硫的氧化物（SO2）含氧酸根化合物（SO2-4） 的键能比硫化物大，它们比硫化物明显富集34S。 矿床中硫酸盐的δ34S值大于硫化物的δ34S值。
(1) 如果溶液中 H2S∶ SO2-4 =9∶1
沉淀的硫化物的硫同位素组成为一个小的负值
(2) 当溶液进入强氧化环境时，大量H2S被氧化 成[SO2-4 ]离子，34S大量富集于[SO2-4 ] 中，沉 淀硫化物的δ34S值将为巨大的负值。
如H2S∶[SO2-4 ] = 1∶9时，沉淀的闪锌矿的 δ34S=-30.0‰，方铅矿δ34S值为-33.3‰。
同位素地质温度计的最大优点是计温不
受矿物形成时的压力影响（同位素分馏不受 压力影响）。但计算温度的矿物对在形成时 必须达到同位素平衡，即必须是在同一溶液 中一起沉淀的，或同时重结晶的。
五 硫同位素分馏的动力学效应
硫同位素的动力学分馏程度与反应速度有关， 反应速度越慢，分馏效应越明显。低温分馏效应 则受体系开放程度所制约。
富集32S。
（2）低氧逸度（log fO2 ＜-38） PH降低氢离子活度增加，有利于H2S（溶液）和 HS-的形成，两者相对硫化物优先富集34S，成
江西金山金矿田朱林西—竹叶岭金矿区硫、铅同位素地球化学特征及其成因意义
１３—新元古代超镁铁质岩 １４—矿体 １５—断层 １６—向斜 １７—背斜 １８—剪切带
图 １ 德兴地区地质简图（据文献［９］修改）
２ 矿区地质特征
矿区内出露地层为中元古界双桥山群，岩性为砂 质板岩、砂质千枚岩、绿泥绢云千枚岩、粉砂质板岩、 变质安山玄武岩等，是主要的赋矿地层。构造以韧性 构造为主，揉流褶皱发育，多见不同尺度的剪切滑动 面，后期脆性构造叠加明显。北北东向和北东向断裂 最为发育，在各中段均可见一条由小断层成组构成的 规模较大的北北东—北东向断裂，走向 １０°～６０°，倾 向北西，倾角陡立，对矿体和蚀变带有一定的错断作 用，属压扭 性 正 断 层。北 西 向 断 裂 较 为 发 育，遍布 全区，倾角变化大，对矿体和地层错断不大。东西向 断层 相 对 不 发 育 。 岩 浆 活 动 微 弱 ，仅 见 辉 石 闪 长 岩 和辉绿岩 ２种 类 型，呈 岩 瘤、岩 脉 沿 断 层 和 变 形 带 分布。
收稿日期：２０１８－０５－０７；修回日期：２０１８－０９－１０ 基金项目：地质找矿科研项目（中金股运营〔２０１６〕１８８号） 作者简介：刘国荣（１９６９—），男，云南普洱人，高级工程师，从事矿产勘查工作；北京市朝阳区红军营南路 １５号瑞普大厦 Ｃ座 １００３室，中国黄金集
山东蓬家夼金矿硫铅碳氧同位素地球化学
金 矿 化 类 型 属蚀 变 构造 碎 裂一 砾 岩 型 。 同位 素地 球 化 学 研 究 表 明 ， 家夼 金 矿 硫 同 位 素 组 成 与 胶 东 其 它 典 型 角 蓬 金矿相似 ， 以富 集 ｓ为特 征 ， 石 硫 一 般 稍 高 于 老 地 层 和 中 生 代 花 岗岩 的 ６４ 值 ， 映 大 气 降 水 循 环 淋 滤 作 矿 ３ｓ 反
用 使硫 同 位 素 发 生 了 一定 程 度 的 分 馏 。 铅 同 位 素 组 成 范 围 变 化 大 ， 现 为 异 常 铅 特 征 。 蓬 家 夼 金 矿 床 碳 酸 盐 表 矿物 碳 氧 同 位 素组 成 不 同 于 胶 东 金 青 顶 、 山 岛等 金 矿 ， 于 岩 浆 碳 酸 岩 与 荆 山 群 大 理 岩 范 围 之 间 ， 明蓬 家 三 介 说 夼 金 矿 的 碳 质 来 源 于 沉 积 碳 酸 盐 岩 和 深 源 热 液 的 混 合 。矿 床 地 球 化 学 特 征 显 示 了 成 矿 物 质 的 多 源 性 ， 与该 这 矿床形成时所处的构造边缘环境有 关。 关 键 词 ： 造 角 砾 岩 型金 矿 ；同位 素 地 球 化 学 ；金矿 床 ；山东 构
缘 ， 盆 地基 底 元 古 宙 地 层 中 的低 角 度 层 间 滑动 受 断裂 控制 ． 以构 造 角砾 岩型 矿 化 为特征 ｌ 。 ’
夼 等金 矿 的 分布 （ １ 。 图 ）
规模大、 藏浅、 埋 受低 角度 层 间滑 动 断 层控 制 的特 点 ｌ 自勘探 开 发 以来 ， 后 有 一些 研 究 单 位 在 。 先 此开 展 工作 ， 容矿 围岩 时代 、 对 控矿 构 造性 质提 出 了不 同意 见 【 。 本 文 在 取 得 蓬 家 夼 金 矿 硫 、 卜 铅 、 、 同位 素 数据 的基 础 上 ， 合前 人 资 料对 碳 氧 结 蓬家 夼 金矿 床成 矿 物质来 源 进 行 探讨 。
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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。
硫同位素标准是CDT。
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‰。
等亚稳定络合物，不同价态含硫原子团富集34S的能力不同。
硫化物和硫酸盐之间的氧化还原作用，地表条件下微生物的还原作用，以及硫酸盐和硫化物的溶解度的极大差异，是造成硫的轻、重同位素分馏的重要原因。
7.4.1硫同位素分馏
硫同位素的分馏过程主要有：各种硫化合物（硫酸盐、硫化物）之间的同位素交换反应，是一种平衡的同位素分馏；硫化合物发生价态改变的单向化学反应，是一种不可逆的氧化还原反应，具有动力分馏的性质，它既可是无机环境改变引起，也可是生物细菌的有机作用，而且生物细菌的作用往往能引起大的动力分馏。
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
7.3表示了一些含硫化合物和H2S之间的同位素分馏曲线，硫化物—H2S达到平衡时各种硫化物富34S的顺序大致如下：辉钼矿＞黄铁矿＞闪锌矿（磁黄铁矿）＞H2S＞黄铜矿＞（HS1-）＞铜蓝＞方铅矿＞辰砂＞辉铜矿（辉锑矿）＞辉银矿＞S2-。
实测数据和理论计算结果大致相符。
低
很小。
硫化合物的无机氧化还原作用是一种非平衡的单向化学反应。
硫化物氧化为硫酸盐是一种动力分馏过程，但分馏不明显。
硫酸盐无机还原为硫化物
制，它的同位素效应比较明显。
但硫酸盐的无机还原作用需要较高的活化能，低温下参与反应的物质数量很少，因而有实际意义的反应多发生在约250℃以上的热液体系和地壳深部环境，如热液流体中水溶性硫酸盐被还原成水溶硫化物，火山气体中SO2被H2S还原
底火山作用条件下，反应
是海水演化成为成矿热液的重要反应。
生物的动力学分馏主要是各种细菌引起的，包括硫酸盐的同化还原过程，即硫酸盐在生物作用下合成为有机硫化合物；有机物分解产生H2S；细菌氧化硫化物为硫酸盐；细菌还原硫酸盐为硫化物等。
不同细菌引起分馏的程度很不相同，低温下厌氧细菌对硫酸盐的还原作用能产生明显的动力同位素分馏。
细菌还原硫酸盐为硫化氢的过程是相当复杂的，视体系是开放的或封闭
不随过程进行而减少，这时只要环境条件不发生变化，动力分馏会保持在一定范围内，如黑海静海底发生的还原过程，这种环境下测得的硫化物的34δ
程来描述硫同位素分馏，半封闭的浅海和半咸水环境就是这种封闭体系。
7.4.2各类岩石的硫同位素组成
各类陨石中都含有硫，铁陨石含硫可达10％以上，球粒陨石次之，约为1％，无球粒陨石最低，小于1％。
它们以各种硫化合物形式出现，已发现20多种含硫矿物，但绝大多数是以陨硫铁FeS）形式出现。
各类陨石中总硫同位素组成与含硫量无关，非常稳定，δ34S值在0±0.7‰范围内。
不同硫化合物的δ34S变化范围稍大，在-2‰—+3‰之间。
一般是硫酸盐富32S，陨硫铁富集32S。
基性岩和超基性岩是地幔成因，其硫同位素组成和陨石接近，但变化范围较宽，推测地幔硫的δ34S值平均为1‰—2‰，可能和地球早期分异时丢失一些富32S的蒸汽有关。
酸性岩中硫化物的δ34S变化范围增大，δ34S变化于-10‰—
+10‰，反映成岩的复杂性。
S型花岗岩比Ⅰ型花岗岩有更大的变化范围，其组成与母岩有一定继承性。
高温岩浆作用中母岩和岩浆之间无同位素分馏，取决于体系的氧逸度状况，由熔体中分离出来的水溶液中可以富H2S，亦可富SO2，但同样无同位素分馏产生。
沉积岩中硫同位素组成变化极大，可从-40‰—+50‰。
这主要是由细菌参与的氧化还原反应造成明显的同位素分馏，是表生循环作用硫同位素分馏的主要机制。
这种同位素分馏的程度除与细菌的繁殖和新陈代谢速率有关外，还与体系性质有关，如前述海洋硫酸盐—硫化物体系，如果硫酸盐的储库是无限大或可连续补给，假定细菌的新陈代谢速率也不发生明显变化，则H2S或硫化物的δ34S低于海水硫酸盐，并基本保持不变；相反，如果储库是有限的，或以较大的氧化还原
比例进行，则随过程进行，残余海水硫酸盐的同位素组成将因32S的大量移去而升高，结果在后期形成的各种硫化物中，32S的富集程度降低。
这种累积效应可使蒸发盐盆地的残余海水及晚期形成的硫酸盐和硫化物达到极高的δ34S值，比如+50‰～＋70‰以上，并且由底部向顶部增高。
7.4.3热液体系中的硫同位素
热液体系中各种硫化物与硫酸盐的形成条件严格地受体系中温度、ph值、氧逸度、总硫浓度等物理化学环境控制。
这些矿物沉淀时与热液之间按一定的分馏系数产生同位素分馏。
热液晶出矿物的硫同位素组成主要取决于下列因素：热液中总硫浓度和同位素组成；温度、pH值、氧逸度、离子强度等物理化学参数；结晶矿物的类型和相对数量。
因此，简单地根据某些硫化物的硫同位素组成变化大或者δ34S偏离零值较远就认为是细菌生物成因或沉积成因的观点是不合适的。
70年代初期，Ohmoto根据热力学数据和同位素分馏系数定量地计算了
解上给出了各种矿物δ34S和δ13C的变化范围，只要测定了某些矿物δ34S和δ13C值，就可反过来推断成矿物质的物化条件。
图7.4为250℃时δ34S和δ13C 等值线与
Fe-O-S矿物、方解石、石墨及绢云
可
以称为“大本模式”，它告诉人们，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。
活度
系数的资料，因此这样一种图解关系的存在，是建立在成矿时水溶原子团之间、水溶原子团与沉淀物之间达到化学平衡和同位素平衡的假说基础上的。
而且假定了热液体系中δ34S∑S和δ13C∑C不变，即硫化物沉淀时带出的硫量和总硫量相比可忽略不计，也就是说要求一个无限大开放体系的环境，
34S-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
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。
7.4.4硫同位素温度计
硫同位素温度计的原理和方法与氧同位素测温完全一样，对二个平衡共存相间硫同位素的分馏系数可表示为：
1000lnα＝A·T-2×106
应用实验方法测出常数A后，便可根据实测样品的△值求得平衡温度。
表7.2为常见含硫矿物及化合物与H2S平衡分馏同温度关系的实验系数。
两种矿物间的同位素富集系数△可用加和法得到。
还可以利用三种硫化合物（如黄铁矿、闪锌矿、黄铜矿）的同位素富集数进行测温，如果它们是在同一温度下形成的，则在以矿物间的△值为坐标所作的三角形图解，在理想的情况下三条直线应交于一点或落入一个很小的区域。
这样可以提高测温的可靠性和精度。
各种硫同位素温度计中，以硫酸盐—硫化物温度计最灵敏，一般仅适用于高温（＞300℃）矿物组合，温度较低时硫化物和硫酸盐之间往往未达到同位素平衡。
但应用最广的还是硫化物矿物对的温度计。
如黄铁矿—闪锌矿、磁黄铁矿—方铅矿、黄铁矿—闪锌矿等，其灵敏度按次序递减。