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。
• 在温度 >50℃时，含硫有机
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
般为正值（+1‰~+9‰），高于钛铁矿系列
花岗岩的d34S值（-11‰~1‰）。
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。
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。
对于H2S开放的体系，即 生成的H2S迅速转变成金 属硫化物而从体系中沉 淀出来 ，则开始时硫化 物的d34S值很低，但晚阶
段形成的硫化物的d34S值
可大于海水硫酸盐的初 始值(~+20)
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。
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
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
34S的HS-氧化，使产物的d34S值为0‰。
二. 地外物质的硫同位素组成
• 各类陨石的硫含量不同。铁陨石最富硫，其次是球粒陨石， 无球粒陨石硫含量最低。 • 铁陨石的硫同位素组成变化极小， δ
34S 值为 0.0‰～
+0.6‰。
• 碳质球粒陨石全岩硫 δ 34S 值接近于铁陨石，为 +0.4‰，但不 同含硫相间存在明显的硫同位素分馏， –硫酸盐δ –元素硫δ
1. 硫同位素的动力学分馏效应
• 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: • 细菌还原、
• 有机质分解、
• 有机还原
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）
• 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:
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：
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
第二节、不同地质储库的硫同位素 组成
一. 大气圈、水圈和生物圈的硫同位素组成
二. 地外物质的硫同位素组成 三. 各类地球岩石的硫同位素组成
1
3
火成岩
沉积岩
2
4
变质岩
化石燃料
一.大气圈、水圈和生物圈的硫同位素组成
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。
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
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 （ δ
+20‰）；
34S=-20‰ ～
金 属 硫 化 物 矿 石 冶 冻 产 生 的 SO2 （ δ
+20‰）；
34S=-30‰ ～
石膏加工的粉尘（δ
34S=+10‰～+30‰）。
一 1..大气圈、水圈和生物圈的硫同位素组成
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 反应式 硫酸盐还原为亚硫酸盐： APS+H++Fe2+→ SO 2 +AMP 3 即 APS 与 H+和 Fe2+反应， 还原形成 SO 2 和 3 单磷酸腺苷。 有机络合的亚硫酸盐还原成 H2S： SO 2 H H 2 S H 2 O 3 同位素分馏情况 当形成的亚硫酸盐还没有被迅 速 还原 为 H2S 时 ， SO 2 与 3 SO 2 之间可发生同位素交换 4 平衡，25℃时，α =1.024 有明显的动力学分馏 4 K1/K2=1.025 即形成的 H2S 可相对富 25‰ 5 细菌释放出还原过程中形成的 H2S
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
而硫化物（FeS）δ
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)。
2. 二 . 地外物质的硫同位素组成 地外物质的硫同位素组成
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‰；
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‰。
• 现代大洋沉积物中黄铁矿 d34S 值平均变化范围为 -20‰~10‰ 。个别样品 d34S值可低至 -50‰ 以下或者高达 +20‰ 以
上。
3
沉积岩
• 沉积物中的硫有多种不同存在形式，如黄铁矿、酸挥发性 硫化物（Acid-Volatile Sulfide），干酪根、沥青、硫酸盐 和元素硫。 • 相对于海水硫酸盐，黄铁矿通常是最贫 34S 的。而酸挥发 性硫化物和干酪根中硫的 d34S值稍高于黄铁矿。元素硫主 要赋存在表层沉积物中，很可能是通过沉积物—水界面扩 散上来的硫化氢氧化的结果。
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