硫同位素
1樓：中地數媒
龐西垌—金山銀金礦床的硫同位素組成，前人進行了大量的工作（表3-9和圖3-10）。對硫同位素資料的統計和歸納結果顯示，龐西垌—金山銀金礦床硫化物的δ34
s值主要為負值，偏離零。其中，龐西垌礦區δ34
s值的分佈區間為－，均值；金山礦區δ34
s值的分佈區間為，均值。
表3-9 龐西垌—金山銀金礦床硫同位素組成（δ34
s‰）注：a—陳輝琪，1986;b—張乾等，1995;c—王正雲等，1995。
圖3-10 龐西垌-金山銀金礦床硫同位素組成特徵。
黃鐵礦、閃鋅礦、方鉛礦礦物的δ34
s值大致從大到小排列，基本符合硫同位素的分餾效應。
利用礦床的硫同位素組成可以示蹤成礦的物質**。但是，熱液礦床的硫同位素組成的影響因素是複雜的，它不一定直接反映成礦流體體系的硫同位素組成。成礦熱液體系沉澱硫化物時，其硫同位素組成受δ34
s∑s離子強度、溫度、氧逸度、ph值等因素所控制，如果δ34
s∑s保持不變，熱液中沉澱出硫化物的硫同位素組成主要受氧逸度、ph值的控制，它們控制了熱液中含硫原子團的種類，而這些原子團的34
s的富集程度不同，其特點為。
而硫化物中h2
s＞hs-s2-
在以h2s為主條件下（低氧逸度、低ph值）熱液沉澱出的硫化物（黃鐵礦）的δ34
s值等於δ34
s∑s在以hs-
s2-為主條件下（低氧逸度、高ph值）熱液沉澱出的硫化物（黃鐵礦）的δ34
s值稍大於δ34
s∑s在以。
為主條件下（高氧逸度）熱液沉澱出的硫化物（黃鐵礦）的δ34
s值遠低於δ34
s∑s因此在計算熱液礦床中的硫同位素組成時，必須研究成礦的物理化學條件。
龐西垌—金山銀金礦床的共同特點是礦石中的含硫礦物主要以各種硫化物的形式出現，只有在成礦末期時有少量的重晶石等氧化物出現，成礦溶液具有較低的氧逸度、中等ph值條件，硫化物的δ34
s值基本反映成礦溶液的δ34s∑s值。
硫同位素地球化學
2樓：中地數媒
銅陵礦集區主要礦床硫同位素組成和分佈見圖4－10。天馬山礦床礦石硫同位素δ34
s‰值集中分佈在+5～+9之間，峰值在+6～+7之間。銅官山礦床礦石硫同位素δ34
s‰峰值在+6～+8之間，與天馬山礦床相似。小銅官裂老山礦床δ34
s‰峰值在+2～+5之間，與新橋、獅子山、大團山、冬瓜山等礦床接近。
圖4－10 銅陵地區礦床硫同位素組成直方圖。
總體上看，銅陵礦集區礦石硫同位素組成以富重硫為肆帶公升特徵，硫的**主要與海水硫及地層中膏鹽硫的熱還原有關，反映了區域性熱水沉積作用的存在。
天馬山礦區賦礦地行塌層中黃鐵礦樣品的硫同位素δ34
s‰值分佈在－13～－37範圍，具有典型的生物硫特徵，反映了硫化還原菌活躍的海底環境。
硫同位素地層學
3樓：中地數媒
硫同位素地層學與碳同位素地層閉橘學一樣，利用海相硫酸鹽硫同位素組成隨地質時代的變化，進行地層的劃分與對比，確定地層的相對地質年代。現代海相蒸發巖與海水中的硫酸鹽在硫同位素組成上很相近，有些樣品的δ34
s 數值比海水硫酸鹽稍富集34
s。因為石膏與沉澱它的溶液之間的硫同位素分餾很小，在海水溫度條件下僅為 ,所以石膏的δ34
s更近似於海水。
的δ34s值，因此，可以用各地質時代海相蒸發巖，特別是其中的石膏的δ34
s值代表這些蒸發巖形成海洋硫酸鹽的硫尺態散同位素組成，進而追索地質歷史時期古海洋的硫同位素組成的演陵氏化。
號礦體硫同位素組成
4樓：中地數媒
100號礦體中硫同位素組成見表6-3和圖6-5。其硫同位素組成與長坡-銅坑礦體顯著不同。從同位素資料可以看出，100號礦體硫化物的同位素δ34
s均以正值出現，為+之間，53個資料平均+，森弊其中黃鐵礦的δ34s為，大多為+，平均+；閃鋅礦的δ34
s為+，大多為+，平均+；磁黃鐵礦δ34
s為+，大多為+，平均毀手+；3個毒砂樣品的δ34s為+，平均+；脆硫銻鉛礦δ34
s為+，平均+；可見100號礦體中塊狀礦石硫同位素組成是相當均一的。但在同時測定的黃鐵礦、閃鋅礦和磁黃鐵礦中，黃鐵礦的δ34
s低於磁黃鐵礦和閃鋅礦，同樣表此餘族明共存礦物之間並未達到硫同位素平衡。對比不同中段塊狀礦石中閃鋅礦的δ34
s，其變化規律與長坡-銅坑礦體一致，也是自下而上，δ34s降低（圖6-6）。
表6-3 100號礦體的硫同位素。
圖6-5 不同礦體硫同位素組成直方圖。
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同位素地質年代學，同位素地質年代學的計算公式
同位素地質年代的測定基於放射性衰變定律，即任何放射性同位素隨時間按負指數規律而衰減，其表達公式為。n0表示時間t 0時放射性同位素的初始原子數，n表示經過t時間以後剩下的未衰變母體原子數，為衰變常數。經任何時間由母體衰變的子體原子數為。d n0 n 將此式代入上式進行推導和計算，得出。該式就是同位素...