5. Sử dụng đồng vị lưu huỳnh

Có 4 đồng vị bền của S với tỉ lệ như sau:

³²S = 95,02 %; ³³S = 0,75 %; ³⁴S = 4,21 % và ³⁶S = 0,02 %

Tỉ lệ giữa hai đồng vị phổ biến nhất S³⁴/S³² được tính toán tương tự như đối với đồng vị oxy, nhưng ở đây chuẩn so sánh là Troilit (FeS) trong thiên thạch sắt Canion Diablo (CDT).

Hình 6.5. Biến thiên d¹³C trong các kiểu đá và nước khác nhau (theo Rollison, 1995)

Những thực thể chứa lưu huỳnh thường gặp trong tự nhiên bao gồm các khoáng vật sulphat và sulphid, lưu huỳnh tự nhiên, khí H₂S và SO₂, và nhiều các ion lưu huỳnh bị oxy hoá và khử trong các dung dịch. Biến thiên tỉ lệ đồng vị lưu huỳnh của các kiểu đá và nước chủ yếu được trình bày ở Hình 6.6.

Có 3 miền nguồn đồng vị riêng biệt của d³⁴S: 1) lưu huỳnh nguồn manti với giá trị d³⁴S trong khoảng 0±3 ‰; 2) lưu huỳnh nước biển với giá trị d³⁴S hiện tại khoảng +20 ‰, mặc dù giá trị này đã thay đổi trong quá khứ, và 3) lưu huỳnh bị khử mạnh (lưu huỳnh trầm tích) với giá trị d³⁴S âm.

Thành phần đồng vị d³⁴S của manti nguyên thủy so với chuẩn (CDT) là +0,5 ‰, nhưng khác biệt chút ít so với thành phần đồng vị của thiên thạch chondrit (+0,2 ± 0,2 ‰). Các giá trị d³⁴S của MORB đặc trưng cho nguồn manti nghèo (DM) biến thiên trong giới hạn hẹp d³⁴S = +0,3 ± 0,5 ‰. Các đá núi lửa cung đảo (IAB) có giá trị d³⁴S thay đổi lớn hơn (từ -0,2 đến 20,7 ‰). Thành phần đồng vị d³⁴S của granit cũng thay đổi nhiều, từ -10 đến 15 ‰ và thể hiện sự biến thiên rộng so với giá trị trung bình của vỏ lục địa (d³⁴S = +7,0 ‰).

Hình 6.6. Biến thiên d³⁴S trong các kiểu đá và nước khác nhau (theo Rollinson, 1995)

Giá trị d³⁴S của nước biển hiện đại biến thiên trong khoảng 18,5 và 21,0 ‰. Các mỏ sulphat bốc hơi hiện tại giàu d³⁴S hơn nước biển (khoảng 1-2 ‰), mối tương quan này được tận dụng để xác định giá trị d³⁴S của nước biển cổ.

Sự phân dị đồng vị lưu huỳnh trong dung thể magma là không đáng kể cả trong magma felsic và mafic.

Quá trình phân dị thể hiện rõ rệt ở sự khử khí SO₂ trong các dung nham dưới biển nông. Quá trình phân dị này bị tỉ lệ sulphat/sulphid trong dung thể kiểm soát, và dung thể chịu sự chi phối của nhiệt độ, áp suất, hàm lượng nước và hoạt tính oxy.

Phân dị đồng vị lưu huỳnh trong các quá trình nhiệt dịch xảy ra theo các sơ đồ khác nhau với điều kiện nhiệt độ cao và thấp.

Trong điều kiện nhiệt độ cao (> 400^oC), các pha chứa lưu huỳnh chủ yếu là H₂S và SO₂, còn thành phần đồng vị của chất lưu được xác định theo công thức sau:

d³⁴S_ch.lưu = d³⁴S_H2S X_H2S + d³⁴S_SO2X_SO2

ở đây X_H2S - phần phân tử H₂S so với tổng lưu huỳnh trong chất lưu; X_SO2- phần phân tử SO₂. Hệ số phân dị tương đối cao và được đưa ra trong Bảng 6.1 cho các khoáng vật khác nhau, còn sự phụ thuộc của các hệ số phân dị vào nhiệt độ thể hiện trên Hình 6.7.

Hình 6.7. Biểu đồ minh hoạ sự phân bố của ³⁴S giữa các khoáng vật và H₂S như là hàm nhiệt độ

Ở nhiệt độ thấp (< 350^oC), pha chứa lưu huỳnh chủ yếu là sulphat và H₂S. Các tài liệu về các sulphat quan trọng nhất được dẫn ra ở Bảng 6.1. Sự phân dị d³⁴S giữa các pha chứa lưu huỳnh khác nhau trong nhiệt dịch không phải là hàm nhiệt độ đơn giản. Nói cụ thể hơn nó được xác định bởi các điều kiện hoá lý của chất lưu, mà chất lưu lại phụ thuộc vào hoạt tính của oxy, lưu huỳnh, pH và các cation đi cùng với sulphat.

Việc sử dụng các tỉ lệ đồng vị của lưu huỳnh trong thạch luận các đá magma nhằm nghiên cứu các vấn đề sau:

Bảng 6.1. Phân bố ³⁴S giữa H₂S và pha sulphid. Tính theo phương trình 1000lna_kh.vật-H2S = A(10⁶/T²) + B (nhiệt độ Kelvin) (Rollinson, 1995)

Khoáng vật	A	B	Khoảng nhiệt độ (^oC)
Anhydrit / thạch cao	6,463	0,56 ± 0,5	200 - 400
Barit	6,5 ± 0,3		200 - 400
Molybdenit	0,45 ± 0,1		Chưa xác định
Pyrit	0,40 ± 0,08		200 - 700
Sphalerit	0,10 ± 0,05		50 - 705
Pyrotin	0,10 ± 0.05		50 - 705
Chancopyrit	-0,05 ± 0,08		200 - 600
Bismuthin	-0,67 ± 0,07		250 - 600
Galen	-0,63 ± 0,05		50 - 700
SO2	4,70	-0,50 ± 0,5	350 - 1050

a) Sự thoát khí SO₂. Ví dụ nghiên cứu các đá bazan dưới biển và trên cạn của núi lửa Kilauea đã chỉ ra quá trình thoát khí nhanh gây nên biến đổi tỉ lệ đồng vị của lưu huỳnh.

b) Sự hỗn nhiễm. Nghiên cứu tổ hợp đá bazan-andesit-dacit của cung đảo Mariana có các giá trị d³⁴S trong khoảng +2 đến +20,7 ‰. Dãy giá trị này quá lớn so với các giá trị của manti, phản ánh sự hỗn nhiễm với sulphat của nước biển có d³⁴S = +20 ‰.

c) Phân đoạn kết tinh. Một số khối gabro phân lớp chứa các lớp giàu sulphid có nguồn gốc magma. Ví dụ đối với khối Huntley-Knock ở Scotland giá trị d³⁴S trong sulphid khoảng 0,5 ‰, rất gần với manti (Fletcher et al., 1989). Trong khi đó trong chính đá magma thực sự trị số d³⁴S lại thay đổi rõ rệt từ đới tiếp xúc (có giá trị -1,2 ‰) tới các đá tích tụ và hạt lớn (khoảng +2,4 ‰). Sự thay đổi này được quan niệm do sự phân đoạn đồng vị magma trong điều kiện hoạt tính oxy thay đổi.

Một vấn đề rất quan trọng là sử dụng đồng vị lưu huỳnh để làm sáng tỏ nguồn gốc của các thành tạo quặng nhiệt dịch. Các nghiên cứu nhằm mục đích: xác định nguồn gốc của các khoáng vật sulphur (sulphid và sulphat) trong các thân quặng; xác định nhiệt độ thành tạo của các sulphid và dung dịch tạo quặng; xác định ảnh hưởng của tỉ số nước/đá trong quá trình tạo khoáng; xác định mức độ cân bằng đạt được; các cơ chế lắng đọng quặng.

Những vùng nhiệt dịch nhiệt độ cao đang hoạt động tại các dãy núi giữa đại dương tạo cơ hội tốt nhất để nghiên cứu mỏ khoáng nhiệt dịch. Mô hình hiện tại quan niệm rằng sulphat nước biển lạnh di chuyển xuống phía dưới đi vào trong các bazan đáy đại dương, ở đó bị nóng lên khi cận kề lò magma. Một số sulphat kết tủa dưới dạng anhydrit, trong khi phần còn lại biến đổi thành sulphid, do tác dụng với bazan. Chất lưu thoát ra trên bề mặt đáy đại dương ở nhiệt độ khoảng 350^oC cùng với các sulphid. Trong quá trình hòa trộn với nước biển chúng bị kết tủa trên bề mặt đáy biển dưới dạng trầm tích sulphid mịn, trong khi đó tại ống núi lửa bản thân các sulphid tạo nên "ống khói" cao.

Hình 6.8. Giá trị d³⁴S của các khoáng vật chứa lưu huỳnh trong các mỏ khoáng nhiệt dịch (theo Rollinson, 1995)

Thành phần đồng vị lưu huỳnh của các thành tạo mỏ khoáng nhiệt dịch đã được Ohmoto (1986) nghiên cứu. Các giá trị d³⁴S của các mỏ khoáng nhiệt dịch được tổng hợp trên Hình 6.8. Từ đây có thể thấy rằng, một số kiểu mỏ khoáng có dãy thành phần hẹp và bởi vậy chúng có nguồn gốc khá đặc trưng, trong khi đó các kiểu mỏ khoáng khác lại có thành phần đồng vị biến đổi rộng và có nguồn gốc khá phức tạp.